Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Эволюция четвертичных обстановок осадконакопления на островах Востока Азии

ВАК РФ 25.00.25, Геоморфология и эволюционная география

Автореферат диссертации по теме "Эволюция четвертичных обстановок осадконакопления на островах Востока Азии"

САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

На правах рукописи

РАЗЖИГАЕВА Надежда Глебовна

ЭВОЛЮЦИЯ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОБСТАНОВОК ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ НА ОСТРОВАХ ВОСТОКА АЗИИ

Специальность 25.00.25 - геоморфология и эволюционная география

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора географических наук

Санкт-Петербург 2005

Работа выполнена в Тихоокеанском институте географии Дальневосточного отделения Российской Академии Наук

Официальные оппоненты: доктор географических наук,

профессор

ДОБРОВОЛЬСКИЙ Всеволод Всеволодович

доктор геолого-минералогических наук профессор ВЕРЗИЛИН Никита Николаевич

доктор географических наук, профессор СУБЕТТО Дмитрий Александрович

Ведущая организация: Московский государственный университет

им. М.В. Ломоносова географический факультет

Защита сосюшся н&^фл 2005 г. в /!Г Зр часов

на заседании диссертационного Совета Д 212.232.20 по защите диссертаций на соискание ученой степени доктора наук при Санкт-Петербургском государственном университете по адресу: Санкт-Петербург, 10 линия, В.О., д. 33, ауд. 74.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке им. A.M. Горького Санкт-Петербургского государственного университета по адресу: Университетская набережная, д. 7/9.

Автореферат разослан 2005 г. Ученый секретарь

диссертационного Совета, /)й jj^jC

кандидат географических наук В В. Ятманова

¿006-У

¿449961

ВВЕДЕНИЕ. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ.

Актуальность темы. Работа направлена на решение одной из фундаментальных проблем географии, связанной с выяснением закономерностей функционирования, динамики и развития геосистем и их эволюции в плейстоцене в различных геодинамических зонах. В палеогеографическом аспекте такая проблема может быть решена на примере анализа эволюции обстановок осадконакопления, изучение которых является необходимым для понимания палеогеографических закономерностей литогенеза на побережьях морей, а также выяснения функциональной связи между различными факторами и процессами при климатических изменениях плейстоцена. Эта проблема рассматривается на примере островов различного генезиса и их реакции на воздействие природных процессов разной интенсивности. Выбор островов, как объектов изучения, обусловлен тем, что здесь на небольшой территории наблюдается высокая изменчивость, контрастность природных характеристик и широкое проявление экстремальных явлений, что определяет сложность организации природных систем. Активное освоение островных территорий в последние десятилетия, уникальность их природной среды делает актуальным решение и такой задачи, как определение тенденций развития островных геосистем при климатических изменениях и связанных с ними природных процессов. Палеогеографический материал, позволяющий выделить вклад природных процессов при оценке антропогенного влияния на развитие и преобразование ландшафтов, имеет большое значение и для прогнозных задач.

Цель работы - установить палеогеографические закономерности литогенеза и эволюции обстановок осадконакопления на островах, расположенных в контрастных климатических условиях, при разнонаправленных и разноамплитудных климатических изменениях в плейстоцене-голоцене, а также при воздействии катастрофических событий разной интенсивности. В процессе исследований решались следующие задачи:

1. Провести анализ условий формирования континентальных и морских разно-фациальных отложений островных территорий Востока Азии и выявить их пространственно-временную изменчивость в разных климатических зонах в плейстоцене-голоцене. Рассмотреть особенности преобразования структурно-вещественного состава обломочного материала в зоне гипергенеза, транзита и аккумуляции в зависимости от основных закономерностей развития рельефа.

2. Установить закономерности строения четвертичного осадочного чехла островов, расположенных в различных климатических зонах от умеренных до экваториальных широт, и выделить особенности осадконакопления на островных территориях различного генезиса при климатических изменениях в плейстоцене-голоцене. Выявить специфику осадконакопления на островах с различным геодинамическим режимом в зависимости от интенсивности проявления тектонических движений.

3. Выявить особенности развития, длительность существования и ход эволюции

ских зонах и факторы, определяющие их смену в ходе климатической ритмики плейстоцена-голоцена и связанных с ней изменений уповня мся.

4. Оценить роль и влияние катастрофических факторов на эволюцию различных обстановок осадконакопления на фоне общих природных процессов, выяснить особенности проявления опасных природных явлений на островных территориях в различные эпохи плейстоцена-голоцена.

5. Рассмотреть обстановки осадконакопления, как индикатор пространственно-временной организации островных геосистем и выделить этапы становления и закономерности развития ландшафтов островов в плейстоцене-голоцене на основе изучения особенностей формирования и развития природно-территориальных комплексов (ПТК) локального уровня.

Научная новизна работы. Определены сходство и различия в строении береговой зоны и фациальных взаимоотношениях четвертичных отложений островов в умеренных и низких широтах, которые контролировались направленностью эрози-онно-аккумулятивных процессов во время трансгрессивно-регрессивных циклов и различным геодинамическим режимом. Установлены палеогеографические закономерности осадконакопления на островах с выделением критериев распознавания разнофациальных отложений в зависимости от источников питания. Выявлена специфика органогенного осадконакопления и диагенетических преобразований на островах в разных климатических зонах. Выделены этапы развития обстановок осадконакопления, проанализирована их изменчивость и устойчивость при климатических изменениях плейстоценам олоцена, выявлена реакция на разноамплитуд-ные климатические колебания, установлены палеогео!рафические рубежи их перестроек и факторы, приводящие к необратимым изменениям. Выявлено воздействие катастрофических процессов разной природы и интенсивности на развитие обстановок осадконакопления и показана их специфика в условиях островной суши. Дополнена тефрохронологическая схема для района Южных Курил с выделением ряда маркирующих прослоев вулканических пеплов. На основе анализа роли лито-генной основы при дифференциации разновозрастных ПТК и ее влияния на развитие других природных компонентов оценены время и причины обособления, особенности изменений структуры ПТК разных иерархических уровней, их разнообразие и эволюция. Показано, что особенности эволюции островных ландшафтов в плейстоцене обусловлены периодической активизацией процессов, ведущих к перестройке литогенной основы.

Теоретическое и практическое значение работы. Предложен новый подход при изучении пространственно-временной организации геосистем и гетерохронно-сти их компонентов. При восстановлении ландшафтной структуры конкретной территории с выделением ПТК низких иерархических уровней эволюция обстановок осадконакопления является одним из информативных показателей пространственной дифференциации территории на различные временные срезы плейстоцена-голоцена. Закономерности развития и смен обстановок осадконакопления позволяют определить в палеоаспекге генезис ПТК (формирование, развитие и длитель-

ность существования), взаимосвязь различных природных компонентов, их реакцию на воздействие внешнего фактора разной интенсивности, скорости их изменения и дать анализ причин, определявших смену палео-ПТК при климатических изменениях в плейстоцене-голоцене. Показана палеогеографическая информативность лито генной основы ландшафтов, как гетерохронного компонента, сочетающего в себе реликтовые черты, отражающие различные этапы геолого-геоморфологическою развития территории, и способность изменяться под действием более поздних процессов.

Материалы работы использовались при составлении карт развития природной среды в атласе Курильских островов (на срезы 20, 6 и 4 тыс. л.н.) и окраинных морей Западной Пацифики. Результаты работы могут быть использованы при прогнозировании изменений природной среды в условиях глобального потепления и проявления различного рода экстремальных явлений, а также для целенаправленной постановки геолого-съемочных, поисково-разведочных и инженерно-строителыгых работ. Особое значение имеет использование маркирующих вулканических пеплов.

Фактический материал и методы исследования. Объектами исследования выбраны острова разного происхождения, расположенные на меридиональном профиле вдоль окраины Восточной Азии на различном удалении от материка. Материал собран автором во время полевых экспедиций и рейсов на НИС в Приморье (о-ва Путятин, Попова), на Курильских (о-ва Кунашир, Итуруп, Шикотан, Зеленый и Юрий) и Командорских (о. Беринга) островах, о-вя Ояхалин (чал. Терпения). Моне-рон, п-ов Босо (о. Хонсю), островах вьетнамского шельфа (Че, Ре, Тханьлам, Фон-гвонг и др.). Для более полной характеристики осадконакопления в тропиках привлекался материал по Сейшельским о-вам, а также использован материал по западному и южному побережью о. Сахалин и ряду островов Вьетнама, полученный А.М. Коротким и его группой.

В основу работы положен комплексный анализ изучения опорных разнофациаль-ных разрезов плейстоцена-голоцена. На ключевых участках разрезы изучались по профилям с проведением нивелирования. Основным методом исследования был литолого-фациальный анализ с привлечением ряда методов (гранулометрический, минералогический, химический). Большая часть анализов выполнена автором лично. Химические анализы выполнены в ДВГИ ДВО РАН, ЦЛ ПО «Приморгеология» (г. Владивосток), СНИИГГиМС (г. Новосибирск), часть гранулометрических анализов - в «ДальморНИИПроекге» и ТОЙ ДВО РАН на «Б^ег Апа1узейе 22», минералогических - в СНИИГГиМС. При изучении аутигенных минералов использовался сканирующий микроскоп, для карбонатных - данные по изотопному составу углерода и кислорода (ДВГИ ДВО РАН), для тефры - микрозондовый анализ вулканического стекла. При изучении стратиграфии разрезов использовались данные биостратиграфических анализов (диатомового, спорово-пыльцевого, малакологи-ческого, ботанического), возраст отложений определялся на основе радиоуглеродного, уран-ториевого датирования (ТйГ ДВО РАН, ГИН РАН, г. Москва, ИГиФМ АН Украины, г. Киев) и зональной диатомовой шкалы (РивЬкаг, СЬегерапоуа, 1996).

Перевод радиоуглеродных дат в календарные проводился по программе OxCal 3.9, статистическая обработка данных - шкета «Statistica 5.0».

Работа выполнена по ряду государственных программ по исследованию структуры, функционирования и динамики разноранговых систем Дальнего Востока, в рамках проекта № 7 МАВ ЮНЕСКО «Экология и рациональное использование островных экосистем», совместных программ ИМГИГ-ТИГ ДВО РАН «Землетрясения и цунами в Курило-Камчатском регионе: физика появления цунами у побережья, комплексный анализ сейсмо- и цунамиактивносги в голоцене, воздействие на геосистемы, оценка цунами-риска» по разделу I Президиума РАН, международной программе WESTPAC. Работа была поддержана грантами РФФИ № 93-0514168; № 95-05-15309; № 96-06-80688, № 97-05-66362, № 01-05-64591, № 03-0565229, № 03-05-79119, № 03-05-79003, № 04-05-79030.

Защищаемые положения:

1. Островные геосистемы обладают высокой чувствительностью к воздействию климатических изменений в плейстоцене-голоцене, на которые накладывается влияние локальных факторов и катастрофических процессов. Специфика осадкона-копления на островах проявлялась в быстрых и частых сменах обстановок осадко-накопления на ограниченной территории.

2. Синхронная реакция обстановок осадконакопления на островах в умеренных и низких широтах происходила при быстрых изменениях уровня моря, метахрон-ность наблюдалась на этапах стабилизации уровня моря, когда на первое место выходили процессы, определяющиеся внутренней динамикой и зависящие от строения зоны сноса, транзита и литодинамической ситуации в области аккумуляции.

3 Роль катастрофических событий заключается в развитии процессов и формировании отложений, не соответствующих общей тенденции развития геосистем, что приводит к изменению направленности развития обстановок осадконакопления, их существенной перестройке или разрушению. Результатом проявления таких процессов может являться образование отдельных ландшафтных выделов, коренным образом отличающихся от общей естественной тенденции развития природных систем.

4. Литогенная основа является одним из наиболее динамичных компонентов островных ландшафтов, и эволюция обстановок осадконакопления может рассматриваться, как показатель пространственно-временной дифференциации территории на различные временные срезы плейстоцена-голоцена, что позволяет восстанавливать генезис, длительность существования и развитие 1 П К низких иерархических уровней.

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликованы 1 персональная и 5 монографий в соавторстве, 58 статей и 36 тезисов. Основные результаты докладывались на Всесоюзных и Международных школах по морской геологии (Москва, 1987; 2001; 2003, Владивосток, 1988); на 3 Советско-китайском симпозиуме «Геология, геофизика, геохимия и минеральные ресурсы окраинных морей Тихого океана» (Владивосток, 1989); 3 Съезде советских океанологов (Ленинград,

1987); Международных симпозиумах INQUA «Стратиграфия и коррелялия отложений Азии и Тихоокеанского региона» (Находка, 1988) и «Четвертичная стратиграфия и события Евразии и Тихоокеанского региона» (Якутск, 1990); 29 Международном геологическом конгрессе (Киото, Япония, 1992); 14 Международном се-диментологическом конгрессе (Ресифи, Бразилия, 1994); 8 Международном симпозиуме «Water-rock Interaction» (Владивосток, 1995); VII Всесоюзном совещании по изучению четвертичного периода (Таллинн, 1990); Совещаниях WESTPAC/IOC-ССОР (Шанхай, 1997; Циндао, Китай, 1999); Международной конференции «Quaternary Environmental Change in die Asia and Western Pacific Region» (Токио, Япония, 1997); IV Международной конференции по морской геологии Азии (Циндао, Китай, 1999); VI Международной конференции «Tidalite-2000» (Сеул, Южная Корея, 2000); Совещаниях «Global change studies in the Far East» (Владивосток, 1999, 2000, 2002, 2004); Международном совещании PAGES «High Latitude Pa-leoenvironments» (Москва, 2002); Международном APN/START «Global Change Research Awareness Raising Symposium in Northeast Asia» (Владивосток, 2002); Международной конференции «Local Tsunami Warning and Mitigation» (Петропавловск-Камчатский, 2002); Международном конгрессе IUGG2003 (Саппоро, Япония, 2003); XII Совещании географов Сибири и Дальнего Востока (Владивосток, 2004).

Объем и структура диссертации. Диссертация состоит из введения, 6 глав, выводов, список литературы содержит 439 наименований. Работа изложена на 312 страницах, включает 16 таблип, 71 рисунок. 26 приложений.

В процессе работы многие вопросы обсуждались с д.г.н. A.M. Коротким, д.г.н. B.C. Пушкарем и сотрудниками лаб. палеогеографии ТИТ ДВО РАН JI.A. Ганзей, Т.А. Гребенниковой, В.Б. Базаровой, JI.M. Моховой, Е.Д. Ивановой, Я.В. Кузьминым, которым автор выражает свою признательность. Автор благодарит М.В. Черепанову (БПИ ДВО РАН), Л.П. Караулову (Приморгеология), АЛ. Ильева, A.B. Рыбина, В.М. Кайстренко (ИМГИГ ДВО РАН), М.А. Климина, Т.А. Копотеву (ИВЭП ДВО РАН), В .В. Шаповалова, А.И. Боцула (ТОЙ ДВО РАН), В.И. Киселева (ДВГИ ДВО РАН), H.A. Лизалека (СНИИГТиМС) за помощь в сборе, обработке материалов и советы. Особую благодарность автор выражает Л.Д. Сулержицкому, М.М. Певзнер и Н.Е. Зарецкой за помощь в радиоуглеродном датировании. Глава 1. ОСТРОВНЫЕ ТЕРРИТОРИИ, КАК ОБЪЕКТ ИЗУЧЕНИЯ ИЗМЕНЕНИЙ ПРИРОДНОЙ СРЕДЫ В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ-ГОЛОЦЕНЕ

1.1. Острова, как уникальный географический объект. Острова представляют собой уникальный объект для изучения действия основных факторов пространственной дифференциации и функционирования природных систем, которые рассматриваются, как результат взаимодействия процессов, происходящих в море и на суше, и зависят от возраста суши, ее генезиса, тектонического развития, геологического строения, размеров, рельефа и удаленности от материка (Игнатьев,1979; Острова..., 1982; 1993; Преображенский, 1986; Дьяконов, 1994, Киселев, 1994; Иванов, 1994; Ралько, Семкин, 1996, Литвин, Лымарсв, 2004). Выбор островов, как объекта для реконструкции обстановок осадконакопления, обусловлен их большим разно-

образием в пределах островной суши, характеризующейся интенсивным проявлением геоморфологических процессов, в том числе и катастрофических, контрастными природными и геотектоническими условиями, быстрой реакцией геосистем на климатические изменения и колебания уровня моря в плейстоцене-голоцене Здесь появляется возможность более детально оценить воздействие на развитие и смену обстановок осадконакопления как зональных, так и азональных факторов.

Рассмотрены основные направления и результаты исследований природной среды островов. Большой вклад в изучение рельефа, строения и состава четвертичных отложений островов из различных климатических зон внесли В.П. Зенкович (1962), П.А. Каплин (1975; 1980), A.A. Свиточ (1990; 2002) и другие ученые географическою факультета МГУ (География.., 1990; Острова..., 1982), Ю.А. Павлидис (1968;

1992), А.П. Кулаков (1973; 1980), И.В. Мелекесцев (1974), А.Н. Александрова (1982), В.В. Добровольский (1986; 1988), A.M. Короткий (1990; 1992; Острова..,

1993), B.C. Пушкарь (2001), П.Ф. Бровко (1990), В.К Грабков (1975), Р.Ф. Булгаков (1994), Ю.А. Микишин (1996) и др. Изучением палеогеографии островов занимались многие зарубежные исследователи (Nunn, 1999; Pírazzoli et al., 1990; Sakaguchi, 1983; Igarashi, 1994; Kumai, 1990; Ota, 1986; Tsukada, 1988 и др.).

1.2. Происхождение и генетическая классификация островов. Рассматриваются принципы классификации островов, учитывающих морфоструктурное положение, генезис (Говоров, 1965; Григорьев, 1971) и физико-географическое районирование (Игнатьев. 1979) В основу типизации изученных островов положено их морфоструктурное положение, подтипы выделяются по ведущим процессам в их образовании. Характеристика некоторых элементов природных комплексов дополнена данными по обстановкам осадконакопления. Происхождение островов и их расположение относительно континента определяют особенности климата, унасле-дованность типов рельефа и гидрографической сети и время изоляции.

1.3. Понятие «обстановки осадконакопления». Переход от фациального анализа к реконструкции обстановок осадконакопления является важным шагом к географическому пониманию сущности седиментогенеза (Рейнек, Сингх, 1981; Лидер, 1982; Селли, 1989; Sedimentary . , 1996; Фролов, 1995). Понятие «обстановки осадконакопления» включает в себя определенную природную систему, в пределах которой идет образование осадка, характеризующуюся комплексом физических, химических и биологических процессов, проявляющихся с разной скоростью и интенсивностью. Анализ обстановок осадконакопления предполагает, как поиск функциональных связей между различными факторами, так и разработку литолого-фациальных критериев распознавания воздействия этих факторов.

1.4. Основные факторы, контролирующие современные обстановки осадконакопления на островах западной части Тихого и Индийского океанов. Рассмотрены закономерности геоморфологического строения островов различного генезиса, обусловленные их морфоструктурными особенностями, направленностью 1екгиническо1 о разншия в нлейсгицснс и действием различных факторов, главными из которых являются колебания уровня моря (Острова..., 1982; 1993). Среди

изученных материковых островов выделяются низкогорные с расчлененным рельефом, платообразные и острова-вулканы; среди океанических - высокие гористые острова и низкие, включающие атоллы и поднятые позднеплейстоценовые рифы. Рельеф островных дуг обусловлен сочетанием таких морфоструктурных элементов, как интрузивно-тектонические поднятия, вулканотектонические депрессии, кальдеры-вулканы, разделенные разновозрастными низменными перешейками, образованными на месте мелководных проливов (Камчатка..., 1974). Острова без проявления четвертичного вулканизма имеют блоковое строение, характерна сеть продольных и поперечных разломов, к которым приурочены седловины и речная сеть. В районах тектонического подъема в плейстоцене характерным элементом рельефа является лестница морских террас и террасовидных поверхностей.

Выбранные острова находится в контрастных климатических условиях, обусловленных как широтной зональностью, так и удаленностью от континента. Основные особенности климата определяются муссонным типом циркуляции атмосферы. При переходе от материковых островов к океаническим большое значение имеет градиент зимних и летних температур для умеренных широт, а для низких - сезонная структура и градиент атмосферных осадков. Характерной чертой климата островов является сильная микроклиматическая изменчивость, связанная с орографическим фактором, влиянием морских течений и наличием горячих источников и т.п..

1.5. Обстановки осадконакопления, как индикатор пространственно-временной организации островных геосистем. Реконструкцию обстановок осадконакопления предлагается использовать при анализе становления структуры современных ландшафтов и полихронности их компонентов на уровне локальных ПТК. Такой ретроспективный анализ проведен на островах, обладающих высокой чувствительностью к изменениям климата с быстрой эволюционной сменой ПТК. Зная закономерности развития и эволюции обстановок осадконакопления, можно определить генезис ПТК, проанализировать механизмы их смен при климатических изменениях и роль отдельных компонентов. Анализ эволюции обстановок осадконакопления, которые можно рассматривать как показатель пространственной дифференциации территории на различные временные срезы, дает информацию о генезисе геокомплексов, начиная с процессов формирования литогенной основы, и важен при изучении структурно-временной организации геосистем таких иерархических уровней. Данные по обстановкам осадконакопления могут быть полезны при характеристике пространственно-временной организации, функционирования и устойчивости геосистем под воздействием внешних возмущающих факторов (Николаев, 1986; Веклич, 1990; Тимофеев, 1992; Дьяконов, Солнцев, 1998;), а также анализе полихронности геосистем (Величко, 1991, 1992), поскольку позволяет рассмотреть возраст и циклы развития отдельных элементов литогенной основы. Глава 2. СТРОЕНИЕ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ И ЭПОХИ ОСАДКООБРАЗОВАНИЯ НА ОСТРОВАХ В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ-ГОЛОЦЕНЕ

В главе дано обоснование возраста и генезиса отложений по данным биостратиграфических анализов, абсолютного датирования и тефростратиграфии, приводятся

данные по сопредельным островам. Показано, что два фактора - тектоника и направленность климатических изменений в плейстоцене определяют общие закономерности устройства осадочного чехла островов в разных климатических зонах. На островах, испытавших поднятие в плейстоцене, в строении осадочного чехла участвуют морские отложения, отвечающие крупным трансгрессивным фазам теплых эпох плио-плейстоцена (Каплин, Селиванов, 1999; Кулаков, 1973; Короткий и др., 1997; Пушкарь, Разжигаева, 2003, Nunn, 1999). На островах с относительно стабильным тектоническим режимом морские отложения выходят только на низких уровнях рельефа (Короткий, Разжигаева, 1992; Острова..., 1993; Свиточ и др., 1997). Для островов характерны маломощные осадочные чехлы, за исключением приустьевых частей больших рек крупных островов. На вулканических островах эпохи осадконакопления совпадают с периодами вулканической активности. Чехол четвертичных отложений островов характеризуется резкими сменами фаций, невыдержанностью горизонтов и частыми перерывами. Это обусловлено не только дефицитом обломочного материала, но и быстрой реакцией обстановок осадконакопления на колебания климата, проявлявшиеся в изменении направленности эро-зионно-аккумулятивных процессов на побережье, в зоне транзита и области сноса

Положение плио-плейстоценовой границы рассматривается на уровне верхней границы подхрона С2п - Олдувей (1.69 млн. лет), между нижним и средним плейстоценом - между палеомагнитными хронами Матуяма и Брюнес (0.79 млн. лет), между средним и поздним плейстоценом - начало кислородно-изотопной стадии (КИС) 5с (Berggren et al., 1995).

2.1. Плио-плейстоценовый рубеж фиксируется в отложениях головнинской свиты о. Кунашир, где они выделены в нижнюю подсвиту, охватывающую интервал 2.1-1.6 млн. лет и образованы во время двух пиков кунаширской трансгрессии (диатомовые зоны Pyxidicula zabelinae и Thalassiosira antiqua) (Пушкарь, Разжигаева, 2003). Отложения формировались на шельфе по обрамлению подводного влк Головнина, на глубинах свыше 50 м, во вторую фазу накапливались более мелководные фации.

2.2. Ранний плейстоцен. Этот этап осадконакопления на островах северозападной Пацифики относится к наименее изученному. На Южных Курилах к нему относятся отложения средней подсвиты головнинской свиты, образованной во время раннеголовнинской трансгрессии (диатомовые зоны Actinocyclvs oculatus и Nitzschiafossilis) (Пушкарь, Разжигаева, 2003).

2.3. Средний плейстоцен. Отложения этого возраста изучены на примере верхней подсвиты головнинской свиты о. Кунашир (диатомовая зона Proboscia barbof), сформированной в оптимум среднего плейстоцена, сопоставляемым с миндель-рисским межледниковьем (430-280 (313) тыс. л.н.) (Пушкарь, Разжигаева, 2003). Выделяются отложения двух трансгрессивных фаз позднеголовнинской трансгрессии. На о. Итуруп к среднему плейстоцену отнесены отложения 25-30 м морской террасы, изученные в зал. Касатка, Простор и Китовый. Все разрезы имеют сход-

ное строение с двумя седиментационными ритмами, которые соответствуют двум трансгрессивным фазам (Разжигаева и др., 2003).

В дочетверггичное время и до начала позднего плейстоцена осадконакопление на островах Вьетнама, входивших в состав континента, и Сейшельских островах происходило в континентальных условиях.

2.4. Поздний плейстоцен. На Командорских островах (о. Беринга) к началу позднего плейстоцена предположительно относится 5-6 м лагунная терраса (Разжигаева и др., 1997). На Южных Курилах к этому возрасту предположительно отнесены морские террасы высотой до 12-15 м, сложенные прибрежно-морскими фациями (Короткий и др., 1994). На островах Вьетнама позднеплейстоценовые террасы сложены рифовыми, обломочными известняками и терригенными отложениями, перекрытыми склоновыми отложениями (Острова..., 1993). На Сейшельских островах для них получена серия уран-ториевых дат в интервале 120-135 тыс. л.н., на о. Ас-самтпен выделено три уровня морских террас (12-14, 8-10 и 4-6 м), фиксирующих три пика трансгрессии (Короткий, Разжигаева, 1992; Когойсу & а1., 1992).

Отложения ледниковых эпох выделяются на Северных Курилах, Командорах, Сахалине, Японских островах, где обнаружены формы рельефа горно-долинный оледенения (Камчатка..., 1974; Александров, 1973; Опо, 1991) На Южных Курилах развитие многолетне мерзлых грунтов в последнюю ледниковую эпоху фиксируется в хорошо выраженных криогенных текстурах. Приведены даипые по разнофаци-альным континентальным отложениям, образованным во время потепления второй половины позднего плейстоцена на Южных Курилах (Пушкарь и др., 1998; Разжигаева и др., 2000). Эоловые отложения конца позднего плейстоцена выделены на Южных Курилах, островах Вьетнама (Острова..., 1993).

2.5. Голоцен. Приведены новые данные по стратиграфии морского и континентального голоцена Курильских и Командорских островов (Когойсу й а!., 2000; Яаг^аеуа й а!., 2002; 2004) и покровному торфянику владимирского разреза о. Сахалин. Основными объектами изучения являлись прибрежные низменности, сложенные разнофациальными отложениями, на тропических островах - поднятые рифы и калькарениты (Короткий, Разжигаева, 1992; Острова..., 1993). К морскому голоцену относится ряд морских и лагунных террас (высотой до 6-7 м), которым соответствуют поднятые бенчи, отвечающие разным стадиям послеледниковой трансгрессии. Террасы включают серии штормовых валов, высота которых определяется как положением уровня моря, так и степенью открытости берега и лито динамической ситуацией. Из континентальных отложений изучались торфяники, образование которых началось с раннего голоцена и озерные террасы. К голоцену относятся крупные дюнные массивы, обнаруженные на островах в разных широтах. Глава 3. СПЕЦИФИКА И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ НА ОСТРОВАХ В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ-ГОЛОЦЕНЕ

Рельеф и отложения островов представляют собой результат длительного развития территории. Наиболее сложно устроенные осадочные чехлы с разными генетическими типами отложений наблюдаются на островах, испытывавших тектониче-

с кий подъем в плейстоцене. Большую роль в режиме осадконакопления играет размер островной суши, т.к. площадь области сноса и выраженность речной сети, контролируют объем материала, поступающего в область транзита и аккумуляции. Охарактеризован состав отложений различного генезиса в разных климатических зонах. Специфика осадконакопления на островах проявляется в быстрых фациаль-ных сменах, связанных в первую очередь с ходом трансгрессивно-регрессивных циклов в плейстоцене-голоцене, определяющих динамику процессов в зоне транзита и изменения в зоне аккумуляции. При крупноамплитудных колебаниях уровня моря на небольших островах изменяется строение всех уровней рельефа в отличие от материковых территорий, где колебания уровня моря контролируют развитие рельефа и осадконакопление только в зоне побережья.

3.1. Элювиальные образования. Изучение элювия на разных элементах рельефа на тропических островах показало, что здесь развиты разновозрастные образования (Добровольский, 1988; Короткий, Разжигаева, 1992; Острова..., 1993). Полнопрофильные коры выветривания обнаружены в пределах древних денудационных уровней, молодые образования характеризуются снижением степени гипергенной переработки материала, на низких уровнях рельефа сохранилась только зона са-пролитов. Проанализированы данные по вещественному составу площадных, линейных, инфильтрационных кор выветривания на разных типах пород (гранитах, транодиоритах, сиенитах, дацитах, базальтах и осадочных породах). Строение и состав полнопрофильных кор выветривания свидетельствует о том. что выветривание происходило в условиях длительного и устойчивого промывания толщ дождевыми водами при слабом развитии эрозионных процессов. Основными процессами являлись каолинизация и латеритизация. Вещественный состав элювиальных образований разнообразен и зависит не только от типов коренных пород и длительности процессов выветривания, но и существенно отличается на элементах рельефа с контрастным гидрологическим режимом. Формирование полнопрофильных кор выветривания отвечало дочетвертичному континентальному этапу в условиях спокойного тектонического режима и малой расчлененности рельефа. В неогене в условиях активизации тектонических движений широкое развитие получили эрозионные процессы, что привело к разрушению древних кор выветривания, которое продолжалось в ходе трансгрессивно-регрессивных циклов плейстоцена. Остатки древних кор выветривания перекрыты толщей красноцветных отложений, образованных за счет переотложения продуктов выветривания в условиях тропического климата с хорошо выраженным сухим сезоном.

3.2. Склоновые отложения. В трансгрессивные фазы плейстоцена абразионные процессы в береговой зоне островов способствовали активизации перемещения обломочного материала и увеличению разнообразия склоновых фаций, огрублению склонового чехла и накоплению менее зрелого комплекса минералов в составе склоновых отложений, особенно на низких уровнях рельефа (Короткий, Разжигаева, 1992; Острова..., 1993). На верхних уровнях рельефа материал представлен смещенным элювием, на котором лежит грубый материал, поступающий из зоны

сапролитов. Структурно-вещественный состав склоновых отложений свидетельствует о том, что их накопление в большей степени идет за счет разрушения рельефа более высоких уровней при слабом поступлении материала из коренного ложа. Кластерный анализ состава тяжелых минералов показал хорошее разделение склоновых отложений на фации в зависимости от степени гипергенной переработки материала на разных коренных породах. Несмотря на сходство минерального состава склоновых отложениях на разных коренных породах в тропиках, применение дис-криминантного анализа дает возможность восстанавливать роль исходных пород, обладающих специфическим составом устойчивых реликтовых минералов При расчленении территории и образовании островов развитие процессов смещения и переотложения выветрелого материала происходило с преобладанием латерального перемещения вещества и растворов.

3.3. Аллювиальные отложения. На небольших островах преобладают низкопорядковые водотоки, фациальный состав отличается малым разнообразием (Острова.., 1982; Короткий, Разжигаева, 1992). В верхней части долин присутствует только русловая фация, представленная щебнисто-глыбовым материалом с малым количеством заполнителя. Пойменно-старичные фации выделяются только в нижнем течении рек. На тропических островах состав осадков русловой и пойменной фации отражает как переработку древних гипергенных комплексов, так и поступление свежего обломочного материала с преобладанием неустойчивых минералов. Зрелость обломочного материала тесно связана с соотношением глубины эрозионного вреза и степени гипергенной переработки исходного материала за исключением островов, сложенных осадочными породами. Одним из факторов, вызывающим активное накопление аллювиальных отложений, являются вулканические извержения, поставляющие большие объемы рыхлого пирокластического материала в речные долины, аккумуляция которого в основном происходит на выположенных участках в нижнем течении рек. Для этих отложений характерна двупироксеновая ассоциация и многочисленные прослои магнетитового шлиха.

3.4. Озерно-болотнме отложения. В умеренных широтах одним из информативных объектов при палеореконструкциях являются озерно-болотные обстановки, развитие которых контролируются климатическими сменами, а в геодинамически активных зонах - проявлением тектонических движений и крупных вулканических извержений. Озера на островах сильно отличаются по происхождению, форме, размерам и длительности существования На конкретных примерах рассмотрен состав отложений озер разного типа. Изучены позднеплейстоценовые и голоценовые отложения палеоозер на Южных Курилах и о. Беринга, приуроченных к долинам низкопорядковой речной сети и разновысотным уплощенным поверхностям. В разрезах озерных отложений выделяются несколько циклов осадконакопления, которые начинались с образования алевритов и алевритистых песков в фазу обводнения водоема и заканчивались формированием прослоев торфа, фиксирующих стадию обмеления и зарастания озера. Отложения палеоозер, существовавших в конце позднего плейстоцена, характеризуются массивной текстурой, алевропелитовым

составом с преобладанием фракций 10-20 ц, асимметричной кривой распределения с хвостом фракций 0.2-1 ц. Некоторые водоемы прекращали существование после катастрофических извержений, вызывавших резкое изменение строения водосбора.

Формирование озер в береговой зоне тесно связано с колебаниями уровня моря в среднем-позднем голоцене. В них накапливались тонкослоистые алевритовые, алевро-пелитовые илы, торфянистые алевриты, алевритистые пески, фиксирующих несколько фаз обводнения и заболачивания. В некоторых случаях в отложениях наблюдается сезонная слоистость. Скорости осадконакопления составляли 0.4-2 мм/год, достигая максимальных значений при поступлении тонкого материала из гидротермально измененных пород или продуктов разрушения гипергенных отложений. Минеральный состав характеризуется низким содержанием тяжелой фракции (< 2%) с преобладанием минералов с небольшим удельным весом Увеличение содержания устойчивых минералов наблюдается в отложениях водоемов, в которые выносятся продукты разрушения зрелых гипергенных комплексов. Питание таких озер идет за счет низкопорядковых водотоков и плоскостного смыва. На вулканических островах в позднеплейстоценовых и среднеголоценовых разрезах обнаружены озерные диатомиты, их состав характеризуется высоким содержанием 8102, низким содержанием щелочей, преобладанием №20 над К20; минеральная часть осадка включает вулканическое стекло риолитового состава.

На Курильских и Командорских островах преобладают низинные торфяники, верховые имеют ограниченное распространение. Скорости торфонакопления сильно варьируют по простиранию и в разрезах. Верховые торфяники развиты на островах Малой Курильской гряды с уплощенным рельефом, где торфонакопление началось с раннего голоцена. Характерны низкие скорости накопления (0.16-0.25 мм/год) и высокая степень разложения торфа, обусловленная сезонной дифференциацией атмосферных осадков. Низинные торфяники подразделяются на долинные; торфяники прибрежных низменностей, перешейков и торфяники дефляционных котловин. Максимальные мощности торфа наблюдаются в долинах в зонах тектонического погружения (Малые Курилы, юг о. Кунашир). Процессу торфонакопления способствуют и микроклиматические условия. Торфонакопление локализовано в нижних частях долин, где залежи достигают 5.5 м; подошва торфяников может лежать на 1.3 м ниже уровня моря; снижается степень разложения торфа; скоро« и торфонакопления превышают 1 мм/ год. Активное торфонакопление (мощность залежи до 4 м) происходит и в верхних частях долин на участках их расширения, где развиты покровные глины, способствующие процессу заболачивания. На островах с расчлененным рельефом долинные торфяники отличаются наличием многочисленных слойков терригенного материала разного генезиса. Ботанический состав торфа характеризуется частыми сменами торфообразователей с преобладанием остатков травянистой растительности. Торфяники, образованные на месте среднеголоценовых заливов и бухт, отличаются маломощной залежью, однородным ботаническим составом. Мощность возрастает на участках повышения

уровня грунтовых вод около озер и в местах разгрузки временных водотоков, где накашивается слабо разложившийся торф (скорости > 1 мм/год).

3.5. Эоловые отложения широко распространены на островах разных климатических зон (Кононова, 1986; Короткий, Разжигаева, 1992; Острова..., 1993; Свиточ и др., 1997; Разжигаева, Ганзей, 2005; Endo, 1986; Nunn, 1998 и др.). Их значительные накопления объясняются сочетанием нескольких факторов: наличием мощных источников песка; активным ветровым режимом; для тропических островов - ари-дизацией климата. Выделены эоловые накопления дальнего и ближнего переноса. Первые формировались за счет выноса материала с материка и осушенного шельфа во время ледниковых эпох и представлены покровными неслоисгыми пористыми супесями и легкими суглинками. Характерна слабая переработка почвенными процессами, высокая степень сортировки, появление минералов, отсутствующих в подстилающих породах и склоновых отложениях по обрамлению покровов. О поступлении терригенного эолового материала в отложения коралловых островов, свидетельствует увеличение содержания в цементах калькаренитов Ti и ряда микроэлементов На Южных Курилах эоловые покровы (мощностью до 1 м) перекрывают доголоценовые формы рельефа. Гранулометрический состав характеризуется наложением двух хорошо сортированных симметричных распределений с модами 20-30 ц и 2-4 ß и сходен с материалом современных пыльных бурь. Покровы образовывались в условиях прогрессирующего потепления и разрушения зоны много-летнемерзлых грунтов в конце позднего плейстоцена-раннем голоцене, когда на осушенном шельфе началось перевевание рыхлых осадков. Второй тип представлен перевеянными эоловыми песками береговых дюн и покровов, сложенных хорошо сортированными мелко- и среднезернистыми песками с серией погребенных почв. Выделяются несколько генераций, отвечающих активизации эоловых процессов на побережье во время похолоданий среднего-позднего голоцена, сопровождавшихся малоамплитудными регрессиями (Короткий и др., 1996; Разжигаева, Ганзей, 2005). Затухание эоловых процессов в эпохи потеплений привело к образованию серии погребенных почв, датирование которых позволяет говорить о синхронности их образования в различных дюнных массивах. Приведены данные по строению и составу отложений крупных дюнных массивов Командорских, Курильских, вьетнамских и Сейшельских о-вов. При общей сходности структурных характеристик эоловых и пляжевых песков отмечаются и существенные различия - в целом, пески дюн более тонкие и более сортированные.

3.6. Прибрежно-морские отложения. Дана характеристика фациям пляжа, лагун, осушки, цунами, подводного берегового склона и маршей. Показана специфика осадконакопления в умеренной и тропической зоне, различия в составе осадков в зонах с разным режимом волнения и в зависимости от источника питания. В осадках пляжей отмечено: высокая степень сортированности материала на участках с активным волнением (а 1.04-1.5); ее уменьшение на участках с малоактивной гидродинамикой и в зонах с часто меняющимся направлением волнения; накопление более грубого материала умеренной сортировки на участках размыва. На попереч-

ном профиле пляжа структурные характеристики песков отличаются в зонах разного заплеска. Пляжевые фации в разрезах террас сложены более крупнозернистым и менее сортированным материалом. В тропиках в пляжевых осадках отмечено существенное содержание неустойчивых минералов. Для Южных Курил выделены осадки цунами, их структурные характеристики, мощность и выдержанность слой-ков в разрезе зависят не только от особенностей прохождения волны, но и от строепия береговой зоны, литодинамической ситуации и источника материала Цу-намигенньте пески терригенного и пемзового состава отличаются разным механизмом осаждения. Сортировка этих отложений может меняться в широких пределах. В целом, они хуже сортированы по сравнению с осадками пляжа и дюн, средний размер зерен уменьшается по мере удаления от берега. Сильные цунами, как правило, оставляют более однородный в гранулометрическом отношении материал. В лагунных отложениях, как правило, проявляется хорошая сепарация минералов по удельному весу с накоплением в центральных частях минералов с меньшей гидравлической крупностью (амфиболы, пироксены, слюды). В некоторых разрезах отмечено высокое содержание аутигенных сульфидов железа (до 76%) с колло-морфной структурой или переходной к фрамбоидальной. Отложения маршей представлены крупным алевритом с незначшельной примесью песка и гравия и обилием растительных остатков. На тропических островах в маршевых обстановках происходило образование феррикретов; состав осадков фиксирует поступление незрелого материала ил водосборных бассейнов с резким расчленением рельефа. Фации подводною берегового склона изучены в разрезах разновозрастных морских террас. Выделены седиментационные ритмы, соответствующие различным трансгрессивным фазам Как правило, снизу вверх по разрезу наблюдается смена отложений различных морфодинамических подзон волновой аккумуляции - внешней (деформации волн), средней (разрушения волн) и пляжа (прибойного потока). Увеличение доли карбонатной составляющей в осадках среднеголоценовьгх террас материковых тропических островов свидетельствует о более широком развитии коралловых рифов на побережьях. На низких коралловых островах трансгрессивным фазам среднего-позднего голоцена отвечают поднятые рифы. В целом, в среднем голоцене наблюдалось большее развитие аккумулятивных форм.

Рассмотрены прибрежно-морские диагенетические фации тропических островов, которые подразделяются по составу и структуре цемента. Дана характеристика цементов бич-рока, калькарегагтов террас, строматолитов, образованных во фреати-ческих и вадоздных морских и пресноводных обстановках. Поскольку условия, в которых формировались калькарениты, нестабильны, наблюдается своеобразная стратификация цемента. По выделению его отдельных генераций восстановлена смена обстановок диагенеза и сделано заключение о положении уровня моря или уровня грунтовых вод во время климатических осцилляций голоцена.

3.7. Шельфовме отложения участвуют в строении террасовидных поверхностей только на островах, испытавших интенсивное тектоническое поднятие в плейстоцене. Их состав охарактеризован на примере головнинской свиты Южных Курил. В

отличие от осадков курильского шельфа, основным источником которых служат продукта абразии (Мурдмаа, 1987; Павлидис, Щербаков, 1995), шельфовые отложения позднего плиоцена-среднего плейстоцена характеризуются высоким содержанием алеврита, плохой сортировкой, небольшим выходом тяжелой фракции (<1.2%) с высоким содержанием рудных минералов. Большие объемы материала поступавшего на шельф во время извержений способствовали быстрому захоронению и слабой переработке материала. В периоды ослабления вулканической деятельности на шельфе накапливались мелко- и среднезернистые пески. Уменьшение глубин формирования осадков при переходе от позднеплиоценовых к среднеплей-стоценовым отложениям фиксируется в изменении крупности материала и резком увеличении выхода тяжелой фракции с преобладанием рудных минералов. Глава 4 РАЗВИТИЕ ОБСТАНОВОК ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ ОСТРОВНЫХ ТЕРРИТОРИЙ В УСЛОВИЯХ МЕНЯЮЩЕГОСЯ КЛИМАТА

4.1. Эволюция обстановок осадконакопления и ретроспективный анализ устойчивости островных геосистем. При изучении устойчивости геосистем одним из направлений исследований является анализ воздействия внешних факторов разной интенсивности и оценка реакции природных компонентов на их проявление (Исаченко, 1981; Пузаченко, 1983; Величко, 1991). Палеогеографический материал дает ценную информацию о развитии геосистем и происходящих в них необратимых изменениях при разнонаправленных и разноамплитудных климатических колебаниях. Исследование устойчивости геосистем предусматривает обоснование их генезиса, начиная с процессов формирования литогенной основы, с которой тесно связана структура ПТК разных рангов (Мамай, 1982; Солнцев, 1984; Дьяконов, Солнцев, 1998) Особую ценность имеет седиментологическая информация, позволяющая проанализировать образование отдельных мезоформ рельефа на этапе зарождения и становления ПТК локального уровня. Анализ эволюции обстановок осадконакопления позволяет установить реакцию на воздействие одного и того же фактора разной интенсивности и длительности, дает информацию о динамике и устойчивости геосистем низких иерархических уровней.

4.2. Климатические изменения плейстоцена-голоцена и эволюция обстановок осадконакопления. Рассматривается влияние климатических изменений и связанных с ними колебаний уровня моря в плейстоцене-голоцене на эволюцию обстановок осадконакопления островов, расположенных в разных климатических зонах и анализ факторов, которые определяют их развитие и смену. Изучение строения плио-плейстоценового осадочного чехла островов показало, что климат является одним из основных факторов, определяющих сложные фациалыше взаимоотношения в разрезах, а также, во многом, объем и состав поступающего в бассейн осадконакопления обломочного материала.

4.2.1. Крупноамплитудные изменения климата. При изменениях климата в циклах ледниковье-межледниковье на смену обстановок и ход процессов осадконакопления на островах особенно большое влияние оказывали морские трансгрессии и регрессии, амплитуда которых достигала 100-135 м (Каплин, Селиванов,

1999; Chappell, 1983). Реконструкция крупноамплитудных изменений климата в плейстоцене проведена для островов, испытавших тектонический подъем (Пушкарь, Разжигаева, 2003; Разжигаева и др., 2003). На Южных Курилах выделены трансгрессивные ритмы, объединенные в позднеплиоценовуго кунаширскую трансгрессию с двумя фазами: кунашир-1 (2.12-2.0 млн. л.н.) и кунаптир-П (1.8-1.6 млн. л,н.), разделенные регрессией, которой отвечает стратиграфический перерыв, а также раннеголовнинскую трансгрессию раннего плейстоцена и позднеголовнин-скую трансгрессию среднего плейстоцена с двумя пиками (КИС И и 9). В эти фазы островная суша имела ограниченное распространение, а проливы занимали большие площади. В межледниковые эпохи усиливался меридиональный перенос теплых водных масс в северном направлении (Koizumi, 1994), что приводило к общему смягчению климата, ослаблению континентального влияния на юге Дальнего Востока; среднегодовая температура на материковом побережье повышалась на 5-6°С (Короткий и др., 1996), на островах - на 2°С, температура водных масс была на 2-4°С выше современной (Микишин, Гвоздева, 1997; Tsukada, 1986; Korotky et al, 2000; Razjigaeva et al., 2002). Близкие оценки палеотемпературных параметров для района Южных Курил получены для трансгрессивных фаз конца плиоцена и оптимума среднего плейстоцена; во время трансгрессии, сопоставляемой с КИС 9 климатические условия были близки к современным (Пушкарь, Разжигаева, 2003). В тропической и субтропической зоне увеличение увлажнения в межледниковые эпохи связано с активизацией летнего муссона (Wang et al., 1997).

В ледниковые эпохи плейстоцена существенно увеличилась площадь океанических островов, на месте мелководных проливов образовались сухопутные мосты, соединявшие острова с континентом, а шельфовые острова входили в систему континентального побережья (Острова..., 1982; 1992). В умеренных широтах среднегодовая температура на островах была ниже современной на 7-9°С (Tsukada, 1986; Короткий и др., 1996), температура водных масс - на 6-9°С (Пушкарь, Черепанова, 2002). Усилению суровости климата способствовало ослабление водообмена окраинных морей с океаном. Вынос холодных воздушных масс в северо-западную часть Тихого океана происходил за счет активизации сибирского антициклона, усиления алеутского минимума и сдвига к югу тихоокеанского максимума давления. В Восточной Азии эти эпохи отличались сокращением увлажнения, связанным с активизацией зимнего муссона (Wang et al., 1997; Xiao, An, 1999).

Эволюция гипергенных обстановок тропических островов шла от формирования полнопрофильных кор выветривания, которые рассматриваются, как реликтовый элемент, отвечающий дочетвертичному этапу в условиях спокойного тектонического режима и малой расчлененности рельефа, к развитию процессов смещения и переотложения материала с преобладанием латерального перемещения вещества и растворов по мере расчленения территории и образования островной суши в ходе трансгрессивно-регрессивных циклов. Данные по гидрохимическому составу грунтовых вод, изученных на островах Вьетнама на разных типах коренных пород в условиях активного и слабого водообмена, также показывают, что состав реликтовых

гипергенных образований не соответствует ходу современных процессов выветривания. Формирование красноцветных толщ, вероятно, происходило при более выраженном сухом сезоне или за счет более высокого градиента увлажнения.

Эволюция континентальных обстановок осадконакогтент островов в тропиках обусловлена особенностями истории их развития: выделяются этапы длительного стабильного развития рельефа и активного эрозионно-денудационного и абразионного разрушения. Расчленение островной суши с конца плиоцена с одной стороны препятствовало развитию полнопрофильных кор выветривания, с другой - создавало благоприятные условия для проявления процессов выветривания за счет латерального перемещения вещества и растворов, способных осаждаться на геохимических барьерах при изменении градиента увлажненности и окислительно-восстановительных условий. С этими процессами связано образование феррикре-тов на уплощенных молодых уровнях рельефа, где происходило осаждение соединений при фильтрации растворов через почвенно-склоновый чехол. По мере разрушения островной суши в ходе трансгрессивно-регрессивных циклов плейстоцена увеличивалась доля грубообломочного материала за счет усиления склоновых процессов, постепенного разрушения реликтовых гипергенных комплексов и вовлечения в зону транзита материала из нижних менее выветрелых зон кор выветривания. Активизация эрозионно-денудационных, затронувших зону сапролитов, приводила к уменьшению зрелости обломочного материала в склоновом чехле. Разрушение крупной речной сети и развитие на ее месте шпкопорядковых годотсхсв вело к снижению роли аллювиального питания в зоне лрибрежно-морской аккумуляции (Острова..., 1993). Движение материала в зоне транзита становилось более интенсивным в гумидные фазы при активизации летнего муссона и резком увеличении атмосферных осадков. Поступлению этого материала в прибрежно-морскую зону в трансгрессивные фазы препятствовало развитие окаймляющих рифов вплоть до полной смены терригенного осадконакопления органогенным.

На островах, испытавших тектонических подъем в плейстоцене, зоны абразионного разрушения смещались от трансгрессии к трансгрессии на новый более низкий гипсометрический уровень.'На таких участках склоновый материал накапливался в тыловых частях террасовидных поверхностей и выходил из зоны прибреж-но-морской переработки в ходе последующих трансгрессий; основная тенденция развития континентальных обстановок происходила от гравитационных фаций к фациям медленного смещения материала.

В ледниковые эпохи, характеризующиеся усилением зимнего муссона и преобладанием воздушного переноса с материка, для островов всех климатических зон Восточной Азии было характерно развитие эоловых обстановок с накоплением фаций дальнего и ближнего переноса. Эоловая пыль, поступавшая из районов Внутренней Азии накапливалась в зоне действия струйного течения (Японские острова), источниками эоловых покровов Южных Курил и материковых островов Вьетнама являлся осушенный шельф. На островах умеренных широт в эпохи похолоданий,

активизации склоновых процессов способствовало развитие мерзлоты, зона распространения которой сдвигалась до севера о. Хонсю (Опо, 1991).

Межледниковые эпохи на островах умеренных широт характеризовались благоприятными условиями для органогенного осадконакопления. Стадии развития озерно-болотных обстановок связаны с малоамплигудными климатическими ос-цилляциями и изменениями локальных условий. В плювиальные фазы увеличивалась глубина водоемов, и начинали накапливаться терригенные осадки, уменьшение увлажнения приводило к заболачиванию. Изменение типов и скоростей торфо-накопления фиксирует сложный ход изменения влажности климата и тегатообеспе-ченности. На юге Дальнего Востока отмечена асинхронность в развитии болотных обстановок на широтном профиле «океанические острова - материковые острова -материк». На островах общее направленное увеличение температуры и увлажненности климата от раннего голоцена к среднему вызвало активное торфонакопления на плохо дренированных водоразделах со сменой типов болот от эвтрофных до ме-зо- и олиготрофных. Фазам резких похолоданий с относительным иссушением отвечают снижение скоростей накопления торфа вплоть до перерыва.

Эволюция морских обстановок осадконакопления рассмотрена на примере островных дуг, где в зависимости от тектонического режима фиксировалось развитие обстановок от континентального склона и шельфа до прибрежно-морских. На всех изученных островах при переходе от более древних к более молодым трансгрессивным фазам наблюдается переход ш более глубоководных обстановок к мелководным. Отложения шельфа фиксируют периоды стабилизации уровня моря на пике трансгрессивных фаз, изменение их структурно-вещественного состава отвечает прежде всего пульсирующему поступлению вулканогенного материала в область седиментации, а не связано с осцилляциями уровня моря Быстрый ход регрессий приводил к смене шельфовых обстановок к континентальным условиям, которым, как правило, отвечают длительные перерывы осадконакопления. Наиболее разнообразны обстановки осадконакопления среднеплейстоценовых трансгрессий. Верхнеголовнинская подсвита фиксирует два трансгрессивных ритма: нижний-фации среднего шельфа переходящие в прибрежно-морские; верхний - трансгрессивная серия от пляжевых до подводно-склоновых и вулканогенных фаций в условиях быстрой регрессии. Переход умеренно к хорошо сортированным пескам указывает на уменьшение глубины и фациальный переход от подводного берегового склона к пляжу. Увеличение крупности материала и содержания тяжелой фракции также подтверждает уменьшение глубин. На всех островах накопление морских отложений позднего плейстоцена и голоцена проходило в прибрежно-морских об-становках осадконакопления (Короткий, Разжигаева, 1992; Острова, 1993). В разных широтах в разрезах наблюдается регрессивная смена фаций от подводного берегового слона к приурезовым и надводной части пляжа, а на тропических островах - от коралловых рифов к калькаренитам. На аккумулятивных участках подобная смена фаций могла быть связана с быстрым выдвижением береговой линии в условиях положительного баланса наносов. Процессы эти во многом взаимосвяза-

ны - активная аккумуляция происходит при медленном снижении уровня моря, особенно при небольших уклонах подводного берегового склона.

4.2.2. Мялоамплнтудяые изменения климата и их роль в эволюции обстановок осадконакопления рассмотрены на примере среднего-позднего голоцена. Дана характеристика малоамплитудных изменений климата на изученных островах, которая определялась не только ходом глобальных изменений, но и локальными факторами. Так в умеренной зоне наблюдается асинхронность в смене сухого и прохладного климата на теплый и влажный, которая произошла на о. Хоккайдо на рубеже 8 тыс. л.н. (Igarashi, 1994) на Южных Курилах - около 7-6.5 тыс. л.н. (Razjigaeva et al., 2004), когда на фоне глобального потепления активизировалась система течений Куросио. Сдвиг на север теплого течения (Koizumi, 1994) усиливал климатический эффект потепления и активно влиял на ландшафты морских побережий, особенно в оптимум голоцена, совпавший в умеренной зоне с атлантиком. Среднегодовая температура на океанических островах была на 2-3°С выше современной, на Южных Курилах средняя летняя температура повышалась до 20°С, а сумма активных температур - 1800-2000°С. Влияние теплых течений смягчило на островах эффект похолодания на границе атлантик-суббореал, хорошо выраженного на материковом побережье юга Дальнего Востока (Короткий и др., 1996). На островах ярко проявилось похолодание в первой половине суабатлантика, усиленное активизацией холодного течения Оясио, что привело к увеличению количества дней с осадками и активизации ветрового режима. Климатические изменения на островах Вьетнама были менее выражены С климатическими изменениями в среднем-позднем голоцене связан заключительный этап голоценовой трансгрессии, уровень моря достиг максимального положения +2.5...3 м в атлантике. Фазы потепления и похолоданий и связанные с ними колебания уровня моря имели разную амплитуду и длительность, что находило проявление в развитии процессов осадконакопления.

Склоновые обстановки, как источник поступления материала в прибрежно-морские обстановки осадконакопления. Основным механизмом, активизирующим склоновые процессы на побережье островов в разных широтах, является абразионное подрезание берегов в ходе малоамплитудных трансгрессий, вызывающее перемещение склонового материала в последующие фазы регрессий (Короткий, Разжи-гаева, 1992; Острова..., 1993). Стратиграфия разрезов, включающих склоновые фации у подножий и в нижних частях склонов, позволяет сделать выводы об усилении склоновых процессов на островах умеренной зоны, связанном с ростом увлажнения в позднем голоцене. От среднего голоцена к позднему в условиях снижения амплитуд колебаний уровня моря можно отметить прогрессирующее развитие денудационных процессов на клифах, выходящих из зоны абразии, постепенно происходит замещение гравитационных склоновых обстановок в обстановки медленного смещения материала.

Аллювиальные обстановки в ходе трансгрессивно-регрессивных циклов. Малоамплитудные регрессии среднего-позднего голоцена в разных широтах сопровождались эрозионным врезом в нижних частях долин с последующим заполнением их

аллювиально-склоновым материалом. Подтопление русел рек во время трансгрессий приводило к аккумуляции грубообломочного материала с формированием лагун и эстуариев, осаждение аллювиальной взвеси в которых шло на границе галок-лина. После образования прибрежных равнин со второй половины суббореала отмечено уменьшение размерности осадков в нижнем течении рек, как правило, здесь перерабатывался материал морского происхождения. Уменьшение амплитуды колебаний уровня моря способствовало меандрированию в нижних частях речных долин, развитию старичных и пойменных фаций. Органогенное осадконакопление в старицах вплоть до полного осушения водоема охватывает временные интервалы до 2.8 тыс. Накопление пойменных фаций в приустьевых частях водотоков У-У1 "

порядка происходило в первой половине субатлантика и, по-видимому, связано с увеличением атмосферных осадков, вызывающих сильные паводки.

Реакция озерно-болотных обстановок осадкпнакоппения на малоамплитудные *

климатические изменения. Гидрологический режим озера небольших островов чувствительно реагировал на кратковременные климатические изменения. Длительность их существования во внутренних частях островов, как правило, не превышает 2 тыс. лет. Расширение площади таких озер происходило во время плювиальных фаз среднего-позднего голоцена. Береговые озера возникали на разных стадиях голоценовой трансгрессии, проведена их типизация на основе хода эволюции. Большая часть таких озер на океанических островах, открытых воздействию сильных штормов, возникла на пике трансгрессии (6.3-5.9 тыс.л.н.), когда активная абразия берегов и переработка мощных склоновых шлейфов, образованных в ледниковые эпохи позднего плейстоцена, привела к поступлению в береговую зону большого количества обломочного материала и формированию мощных барьерных форм в устьях рек. Как правило такие озера приурочены к узким долинам низкопорядковых водотоков, образование барьеров могло происходить в результате отдельных крупных штормов и смена аллювиальных обстановок на озерные происходила очень быстро. Часть озер образовалась в первой половине атлантика со сдвигом барьерных форм вверх по береговому склону в ходе последующего подъема уровня моря. Некоторые водоемы были уничтожены при последующих мало- < амплитудных регрессиях. Стабильными являются относительно глубокие барьерные озера в устьях низкопорядковых водотоков с крутыми уклонами тальвегов долин. Как правило, они имеют сложно устроенные мощные барьерные формы. Эо- 1 ловая аккумуляция также способствовала увеличению мощности барьерных форм и повышению их устойчивости к размыву. Береговые озера образовывались во второй половине атлантика на месте бухт и лагун за счет формирования барьерных форм в условиях стабилизации уровня моря или последующего его снижения. Развитие барьерных форм с полным отчленением водоемов происходило метахронно в зависимости от литодинамической ситуации на побережья, в некоторых случаях водоем неоднократно превращался в лагуну. Увеличению размера барьерных форм и изоляции водоемов особенно способствовала регрессия на границе атлантик-суббореал. Эволюция таких обстановок идет постепенно по пути «бухта - лагуна -

солоноватоводное озеро - пресноводное озеро». Образование озер происходило и при развитии аккумулятивных процессов в позднем голоцене. Береговые озера прошли несколько стадий обводнения и заболачивания, обусловленные климатическими изменениями и лито динамической ситуацией в прибрежной зоне. В фазы обводнения, связанные как с подъемом уровня моря, а, следовательно, и уровня грунтовых вод на побережье, так и с плювиальными периодами, увеличивались скорости осадкопакопления (например, в палеоозере в устье р. Лесной, о. Кунашир в 2 раза - до 1.4 мм/год). Изменение обстановок осадконакопления при колебаниях уровня моря хорошо фиксируется по составу аутигенных минералов - трансгрессивным фазам соответствуют пики сульфидов железа, а регрессивным - сидерита (Разжигаева, 1992; КаК} й а!., 2003). Интенсивное заболачивание водоемов началось во второй половине суббореала - субатлантике. Эволюция озерных обстановок происходила асинхронно и сильно зависела от локальных условий.

Развитие болотных обстановок осадконакопления на островах умеренной зоны тесно связано с теплыми и влажными климатическими фазами голоцена и началось с раннего голоцена (Хотинский, 1977; Короткий и др., 1997; Микишин, Гвоздева, 1997). Наиболее длительно существующие болотные массивы развиты на уплощенных водоразделах. На побережье торфонакопление началось после максимальной фазы трансгрессии, и возраст торфяников, как правило, моложе 6 тыс. лет. По обрамлению глубоко вдающихся в сушу эстуариев торфонакопление началось на пике трансгрессии (14С-дата 6360±110 л.н. ГИН-11924). Торфяники, возраст которых превышает 7 тыс. л.и., встречены в береговой зоне вулканических островов, где их образование обусловлено особенностями локальных условий, например, на участках выходов пород с низкой водопроницаемостью (7910+140 л.н., ГИН-8950). Со второй половине голоцена отмечается увеличение заболоченности, что связано с увеличением увлажненности. Изменение скоростей торфонакопления на островах имело метахронный, а в некоторых случаях и асинхронный характер на крупных и небольших океанических островах. Наиболее сложный и прерывистый ход процессов торфонакопления отмечен в развитии покровных торфяников (Восточный Сахалин, Малая Курильская Гряда), где выделяются этапы с высокими скоростями торфонакопления (атлантик, первая половина суббореала) и низкими вплоть до прекращения роста торфяников. В береговой зоне развитие болотных обстановок тесно связано с ходом трансгрессивно-регрессивных циклов. В позднем голоцене озерпо-болотные обстановки па островах получили широкое площадное распространение, хотя темпы торфонакопления снижаются за счет расширения площади низменных перешейков и прибрежных равнин. Более активное заболачивание этих поверхностей началось во время потепления малого оптимума голоцена. На островах вьетнамского шельфа болотные обстановки существовали в среднем голоцене в тыловой части аккумулятивных форм, возникших на максимуме трансгрессии.

Эоловые обстановки осадконакопления, как индикатор малоамплитудных похолоданий и регрессий. Рассмотрено развитие эоловых обстановок осадконакопления на участках берега с разным строением. Для островов с преобладанием абразион-

но-денудационных и абразионно-бухтовых берегов лимитирующим фактором для развития эоловых обстановок является не ветровой режим, а дефицит обломочного материала, способного к перевеванию. Поэтому в отличие от протяженных аккумулятивных побережий образование береговых дюн здесь связано с малоаплитуд-ными регрессиями, чему способствовало понижение уровня грунтовых вод. В развитии эоловых обстановок большую роль играла амплитуда и длительности регрессии. При наличии большого количества материала более длительная регрессия с меньшей амплитудой оказывала больший эффект. Так, на Курилах активность эоловых процессов усилилась в позднем голоцене и, особенно, в малый ледниковый период. Большое значение для развития эоловых процессов имел уклон подводного берегового склона и состав материала. Подача песка с осушенного берегового склона во время регрессии и последующий размыв дюн во время трансгрессий приводили к поступлению большого количества песчаного материала в береговую зону и активному построению аккумулятивных форм. Формированию эоловых форм способствовало наличие обширных бенчей, выработанных в периоды неоднократного высокого стояния уровня моря в среднем-позднем голоцене, а также увеличение объема рыхлого материала в береговой зоне. Усилению штормовой активности во время регрессий (малый ледниковый период), отмеченное в разных климатических зонах, и активизации ветрового режима соответствует более грубозернистый состав эоловых отложений. Часть дюн сформировалась на спаде трансгрессии, но проявление этих процессов имело существенно меньший масштаб.

Активная эоловая аккумуляция на островах Вьетнама происходила в регрессию на рубеже атлантик-суббореал (Острова.., 1993), что связано с широким развитием аккумулятивных форм на островах в максимальную фазу голоценовой трансгрессии. Одним из факторов, лимитирующих развитие эоловых процессов в ходе последующих регрессий могло быть увеличение увлажненности, связанное с активизацией летнего муссона (Ал е1 а1., 2000). На коралловых островах эоловые обстановки получили развитие в регрессии позднего голоцена (Короткий, Разжигаева, 1992; Ыипп, 1999); образованию дюн во время регрессии на границе атлантик-суббореал препятствовал дефицит обломочного материала.

Развитие прибрежно-морских обстановок осадконакопления в ходе малоамплитудных трансгрессивно-регрессивных циклов среднего-позднего голоцена. Рассматривая фактор колебания уровня моря, как один из ведущих при эволюции обстановок осадконакопления, и признавая его соответствие глобальным изменения климата в плейстоцене-голоцене, обращают внимание общие закономерности в строении рельефа и осадочного чехла побережья островов, расположенных в разных климатических зонах, обусловленные общим ходом эрозионно-аккумулятивных процессов во время трансгрессивно-регрессивных циклов. Специфика проявлялась на зональном уровне в изменениях темпов аккумуляции и состава обломочного материала, связанных с его гипергенной подготовкой в области сноса, в развитии обстановок органогенного осадконакопления, присущих данной климатической зоне, в проявлении специфических экзогенных процессов. При быстрых изменениях

уровня моря эрозионно-аккумулятивные процессы в береговой зоне происходили в целом синхронно в разных климатических зонах. При стабилизации уровня моря или его медленном изменении усиливался эффект локальных различий, и развитие обстановок осадконакопления во многом контролировалось региональными особенностями; существенно возрастала роль баланса наносов, что при замедлении темпов трансгрессии обуславливало поливариантность развития обстановок осадконакопления. Так, на островах в умеренных широтах максимум развитая аккумулятивных форм отмечался в суббореале, в тропиках - в атлантике. В условиях быстрого подъема уровня моря в начале атлантика эволюция берегов сводилась к прогрессивному размыву или смещению аккумулятивных форм в сторону суши, побережья островов становились нестабильными. Развитие берегов в трансгрессивные фазы суббореала-субатлантика, характеризовавшиеся меньшими амплитудами и длительностью, принципиально отличалось от переформирования береговой зоны в максимальную фазу трансгрессии наличием в береговой зоне большого количества обломочного материала, способного к переотложению. На пиках трансгрессий ход эволюции обстановок осадконакопления зависел от разной продолжительности высокого стояния уровня моря. Так, при длительной стабилизация уровня моря в атлантике резко увеличилось поступление материала за счет активизации абразионных процессов, а также переработки склонового материала древних абра-зионно-денудационных уступов, выработанных в последнее межледниковье. Переработка материала, накопившегося в последнюю ледниковую эпоху, определила грубообломочный состав отложений береговых линий на островах умеренной зоны. Развитие аккумулятивных процессов в вершинах бухт усилилось в заключительную стадию трансгрессии, когда в береговой зоне накопилось достаточно большой количество обломочного материала (около 5500-5000 л.н.). В отличие от островных побережий умеренных широт на островах Вьетнама крупные аккумулятивные формы в вершинах заливов и на подветренных участках возникли в начале трансгрессии (6800-5800), чему способствовал размыв эоловых накоплений и кор выветривания. При образовании материковых островов за счет разрушения окраины континента в ходе трансфе4сии большую роль играла степень гипергенной переработки пород. На океанических островах (Сейшелы) не происходило активной аккумуляции материала, который в условиях крутого подводного берегового склона уходил на глубину. Одной из причин дефицита обломочного материала было разрушение кор выветривания на низких уровнях рельефа в предыдущие трансгрессии, а также блокирование берега от волнового воздействия окаймляющими коралловыми рифами. Разрушение рифовых построек на высоких и низких океанических островах контролировало подачу материала и развитие аккумулятивных форм в ходе трансгрессивно-регрессивных циклов второй половины суббореала-субатлантика. При стабилизации уровня моря продолжалось образование аккумулятивных форм на островах Вьетнама, занявших большую часть абразионных платформ (5500-4800 л.н.). В условиях кратковременных фаз стабилизации уровня моря не происходило образование крупных барьерных форм и лагун, интенсивная

аккумуляция песчаного материала происходила в проливах между островами. На коралловых островах трансгрессивно-регрессивный ход колебаний уровня моря и подача разного количества обломочного материала обуславливал неравномерное развитие аккумулятивных форм с неоднократной перестройкой. Построению аккумулятивных форм способствовал и размыв дюнных гряд. В целом, от трансгрессии к трансгрессии в среднем-позднем голоцене наблюдается утоньшение осадков и увеличение содержания тяжелой фракции за счет неодно кратного переотложения материала предыдущих трансгрессий и размыва дюн.

Малоамплитудные регрессии оказывали эффект на мелководные бассейны и приводили к резким изменениям, а часто и к смене прибрежно-морских обстановок осадконакопления континентальными. Понижение базиса эрозии приводило к врезу водотоков, усилению поступления аплювиально-пролювиального материала и заполнению лагун. В ряде случаев врез водотоков привел к разрушению барьерных форм и спуску озер. При небольших темпах регрессии развитие песчаных берегов шло по пути наращивания за счет увеличения подачи количества наносов с подводного берегового склона. Наиболее активно аккумулятивные процессы па островах проходили во вторую половину суббореала - в субатлантике. На участках с от-мелым береговым склоном прибрежно-морские обстановки замешались маршевыми и болотными даже в случае небольшого опускания уровня моря, что свидетельствует о быстром ходе регрессий. Эффект понижения уровня моря был более значительным в условиях полузакрытых акваторий с расчлененной береговой линией. Падение уровня моря на тропических островах приводило к развитию карстовых процессов, особенно активно во время регрессии на границе атлантик-суббореал, когда была почти полностью разрушена калькаренитовая терраса на островах Вьетнама (Острова..., 1993). На коралловых островах падение уровня моря в позднем голоцене привело к выходу рифовых построек выше уровня моря, аккумуляции наносов, закрытию ряда мелководных проливов и образованию крупных массивов островной суши (Короткий, Разжигаева, 1992).

В ходе трансгрессивно-регрессивных циклов наблюдается определенная цикличность в изменении направлений перемещения обломочного материала в пределах побережья. На пике трансгрессий абразионное разрушение берега приводило к поступлению обломочного материала в прибрежно-морскую зону. При регрессиях скопившийся на подводном береговом склоне материал за счет эоловых процессов перемещался на берег, образовывались дюны, которые частично разрушались в последующие трансгрессии, а материал перерабатывался в прибрежно-морских об-становках и частично шел на построение аккумулятивных форм. Полнота проявления циклов смен обстановок осадконакопления (от прибрежно-морских к континентальным) в береговой зоне в ходе трансгрессивно-регрессивных циклов зависел от локальных условий: от расчлененности суши, ее уклонов, темпов поступления обломочного материала и др. Современной тенденцией развития берегов изученных островов является активный размыв.

Палеогеографическая информативность калькаренитов, как индикаторов эволюции обстановок осадконакопления тропических островов. Калькарениты являются разновозрастные образованиями, их литификация происходила в разных диа-генетических обстановках в трансгрессивные и регрессивные фазы среднего-позднего голоцена. Калькарениты со сложно стратифицированным цементом отражают неоднократную смену условий цементации во время колебаний уровня моря и грунтовых вод на побережье и приурочены к наиболее древним частям морских террас. Смены генераций цемента отражают этапы развития аккумулятивных форм на побережье - стратифицированный цемент является косвенным признаком длительности их развития, нестратифицированный - признак относительно молодых образований. Калькарениты со стратифицированным цементом, отражающим смену диагенетических обстановок от пресноводных (фреатической и вадозной) до морских (вадозной) на бенче или риф-флете свидетельствуют об активном размыве берега. Выходы на пляже и осушке калькаренитов, цементация которых происходила в морской фреатической зоне и пресноводных условиях, свидетельствуют о существовании обширных аккумулятивных форм в среднем голоцене, которые размывались во время малоамплитудных трансгрессий суббореала-субатлантика, когда происходило образование более молодых генераций арагонитового цемента в морских вадозных обстановках.

Глава 5. ВЛИЯНИЕ КАТАСТРОФИЧЕСКИХ СОБЫТИЙ НА ЭВОЛЮЦИЮ ОБСТАНОВОК ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ НА ОСТРОВАХ В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ-ГОЛОЦЕНЕ

Проявление экстремальных явлений на островах характеризуется высокой интенсивностью и частотой и, как правило, имеет больший масштаб, чем на материковом побережье. Влияние катастрофических событий на эволюцию обстановок осадконакопления происходило на фоне климатических изменений, часто затушевывая их влияние и изменяя направленность развития, часто вызывая их перестройку или смену. Особенно высокая концентрация катастрофических явлений характерна для вулканических островов. Строение осадочного чехла изученных островов свидетельствует о неравномерном характере проявления катастрофических процессов разной природы в плейстоцене. Дан анализ их роли в развитии обстановок осадконакопления в разные эпохи плейстоцена-голоцена.

5.1. Вулкаптам. Изученные острова расположены в зонах активного проявления вулканизма в плейстоцене (Большая Курильская Гряда; о. Ре, Вьетнам), так и в зонах, где вулканическая деятельность закончилась в более ранние эпохи кайнозоя (Командоры, Малые Курилы, о. Монерон), и находятся в зоне пеплопадов извержений с сопредельных территорий. Изучены слои тефры в разнофациальных толщах плейстоцена с целью выяснения источников, направления переноса и возраста для тефростратиграфических построений.

Идентификация вулканических источников и разновозрастных генераций тефры по химическому составу проведена на примере головнинской свиты о. Кунашир с помощью дискриминантного анализа. В качестве эталонов были выбраны вулканы

о-вов Кунашир и Хоккайдо. Установлено хорошее распознавание источников, т.к. по своим петрохимическим характеристикам они относятся к зонам разной щелочности и различным сериям калийносги (Пискунов, 1987; Федорченко и др., 1989). На примере влк. Головнина, действующего на протяжении последних 2 млн. лет, удалось оценить возможность распознавания разновозрастных генераций тефры: наиболее отличаются поздне- и среднеплейстоценовая тефра (9 КИС), образованная при извержениях в субаэральных условиях, нижне- и среднеплейстоценовая 1ефра (11КИС) подводных извержений имеет близкий состав, от которого несколько отличается позднеплиоценовая тефра. Установлен тренд понижения основности и щелочности пирокластики к завершающей стадии активности очага.

Интенсивность проявления вулканической активности в плейстоцене-голоцене. Охарактеризованы позднеплиоценовый, ранне-, средне-, позднеплейстоценовый и голоценовых этапы вулканической активности в южнокурильском регионе. Наиболее крупные извержения на юге Кунашира происходили в конце трансгрессивных циклов: в позднем плиоцене выделено две фазы вулканической активности подводного влк Головнина, совпавшие с пиками кунаширской трансгрессии Начало раннеплейстоценового этапа связано с серией небольших извержений (диатомовая зона АсИпосус1ш оси1аШ), в кульминационную фазу была сформировала мощная толща туфоалевролитов (диатомовая зона ШШсЫа/оззИи). Среднеплейстоценовый этап включал две фазы активизации, совпавших с заключительными этапами позд-неголовнинской трансгрессии, извержения происходили как в субаквальных, так и в субаэральных условиях. В позднем плейстоцене произошла серия кальдерообра-зующих извержений влк. Головнина и Менделеева (около 38-43 тыс, л.н. и 30-32 тыс. л.н.), совпавшая с активизацией Курило-Камчатского вулканического пояса и Японских островов (Брайцева и др., 1994; Мелекесцев и др., 2003; МасЫ<1а, 1999). Установлено снижение вулканической активности на юге Кунашира в голоцене, секторы разноса пирокластики имели локальное распространение. Активизация деятельности влк Головнина наблюдалась в начале атлантика (,4С-дата 7910+140, ГИН-8650; 7180±100, ГИН-8629), последнее событие - фреатический взрыв, в результате которого возникло оз. Кипящее, произошло около 1000 л.н. (мС-даты 1290+70 л.н., ГИН-9636; 980±40 л.н., ГИН-9635). В суббореале произошло извержение влк. Менделеева с образованием экструзивного купола (14С-дата 2550±40 л.н., ГИН-8964). Отдатирован ряд извержений влк. Тятя, активизация которого произошла около 8 тыс. л.н., периоды высокой активности наблюдались в атлантике и первой половине суббореала, начале и конце субатлантика. Вулканическая активность на о. Итуруп в голоцене имела больший масштаб Возраст пепловых прослоев в изученных разрезах свидетельствует об активизации вулканов в атлантике (7000-5000 л.н.), суббореале (3800-3000 л.н.) и субаглангике (2000-1600,1200-800 и 500-250 л.н.). Выделены прослои вулканических пеплов, имеющих удаленные источники, которые могут быть использованы для корреляции плио-плейстоценовых толщ и служить временными маркерами палеогеографических событий.

Влияние вулканизма на развитие обстановок осадконакопления проявляется через поступление огромного количества материала в область седиментации, что сильно меняет структурно-вещественный состав осадков и формирует характеристики, не соответствующие гидродинамическому режиму, влияет на условия их переработки и захоронения. Поступление вулканогенного материала ведет к активизации экзогенных процессов в области транзита и аккумуляции по периферии вулканических центров, значительно возрастают скорости осадконакопления в континентальных и в морских обстановках, что выражается в сопряженное™ эпох осадконакопления с фазами вулканической активности. Развитие поствулканических процессов приводит к быстрому преобразованию коренных пород и осадков с образованием материала, состав которого сильно отличается от гипергенных продуктов, свойственных данной климатической зоне. В зависимости от объема и состава вулканогенный материал может как подавлять органогенное осадконакопление, так и косвенно способствовать его развитию за счет изменения гидрологического и гидрохимического режима. Так, выпадение вулканических пеплов риолитового состава может служить толчком для массового развития диатомей вплоть до накопления диатомитов. Выпадение пеплов андезито-базальтового состава с большим количеегвом тонких фракций (< 0.05 мм до 76%), затрудняет дренаж, и приводит к заболачиванию территории Выпадение рыхлых шлаков по обрамлению вулканических центров оказывает обратный эффект, вызывая улучшение дренажа.

5.2. Тектоника. Вклад тектонического фактора в эволюции обстановок осадконакопления существенно отличался на островах в зонах с различным геодинамическим режимом. Острова Кунашир и Итуруп испытывали тектонический подъем разной интенсивности, свидетельством чего являются выходы одновозрастных разнофациальных отложений на близких гипсометрических уровнях. Предполагается, что в позднем плейстоцене-голоцене произошло замедление тектонических движений, т.к. высотные отметки морских отложений близки к положению уровня моря в трансгрессивные фазы. На отдельных участках в голоцене имели место разнонаправленные движения, в том числе косейсмические. Малая Курильская дуга испытывает тектоническое погружение: здесь нет отложений голопеновых трансгрессий выше уровня моря. Свидетельством нисходящих движений являются сред-неголоценовые торфяники, подошва которых расположена до 1.3 м ниже уровня моря. На севере о. Кунашир (около влк. Тяти) подъем территории фиксируется по положению кровли морских отложений (до 4 м выше уровня моря), превышающих уровень моря в трансгрессию малого оптимума голоцена. Эффект разнонаправленных тектонических движений небольшой амплитуды может быть существенным. При нисходящих движениях происходило повышение уровня грунтовых вод, и шло заболачивание территории, особенно в выположенных участках в нижнем течении рек; при восходящих - активно развивались аккумулятивные процессы. К тектонически стабильным в плейстоцене относятся материковые острова Вьетнама, Приморья и Сейшельского архипелага, где отложения древних береговых линий нахо-

дятся на гипсометрических отметках, отвечающих подъему уровня моря во время трансгрессий последнего межледниковья и голоцена.

5.3. Сейсмические явления. Эффект землетрясений может в корне менять режим осадкопакопления на отдельных участках островов за счет пульсирующего поступления большого количества материала в зону транзита и аккумуляции, намного превосходящего объем материала экзогенного происхождения. Землетрясение и его последствия могут быть разорваны во времени. Так, нарушение дерново-почвенного покрова может быть причиной развития оползней в последующие годы. Хотя эффект от сильного землетрясения является кратковременным, и прежние тенденции развития обсгановок осадконакопления могут восстанавливаться очень быстро, в фазы сейсмической активизации вклад сейсмогенных процессов мог быть существенно выше и являться одним из главных факторов развития аккумулятивных процессов и быстрого роста аккумулятивных форм в береговой зоне. Так, начало активного роста аккумулятивных форм на юге Кунашира совпало с периодом повышенной сейсмической активности 2000-1000 л.н. Выделяются фазы сейсмической активизации, синхронные с периодами вулканической активности плейстоцена. Повышенной сейсмической активностью отличался средний плейстоцен, а в среднем-позднем голоцене - первая половина субатлантика. Влияние разнонаправленных косейсмических движений на обстановки осадконакопления может быть сопоставимо с проявлением малоамплитудных трансгрессий и регрессий.

5.4. Цунами. На Южных Курилах изученные разрезы включают летопись событий палеоцунами за последние 7 тыс. лет. Проникновение наиболее крупных цунами вглубь острова превышало 2.5 км, высота заплеска была более 10 м, частота повторяемости сильных цунами оценена один раз в 500 лет (Ильев и др., 2002; Разжи-гаева и др., 2004). Обнаружены следы событий разной интенсивности, в том числе более подробно представлены осадки цунами трансгрессивных фаз среднего-позднего голоцена. В отложениях, образованных в регрессивные фазы, во время которых уровень моря понижался до - 4 м, вероятно, запечатлены только крупные цунами. Ряд катастрофических цунами, связанных с сильными землетрясениями, произошли 2100-1500 л.н Проведена корреляция этих событий с Восточным Хоккайдо. Воздействие пунами на развитие озерно-болотных обсгановок на побережье выражается в изменении геохимических характеристик и степени изолированности водоемов вплоть до их полной перестройки.

5.5. Тайфуны и экстремальные шторма. Прохождение циклонов и тайфунов, сопровождающихся сильными ливнями и штормами, приводит к различным эффектам - происходит как сильное разрушение берегов, так и быстрая аккумуляция рыхлого материала с образованием крупных штормовых валов, гипсометрическое положение которых сопоставимо с высотой низких морских террас, образованных при более высоком положении уровня моря. Наличие разновозрастных аккумулятивных форм в пределах одновысотных поверхностей осложняет реконструкцию хода колебаний уровня моря и неотектонической обстановки на островах в позднем-среднем голоцене. Наличие мощных древних штормовых валов свидетельст-

вует о том, что в районе Южных Курин экстремальными штормами отличалось начало суббореала, а на Командорах - период около 500 л.н. На коралловых островах прохождение тропических циклонов приводит к разрушению рифовых построек и риф-флета и быстрой аккумуляции материала. Эрозионный эффект штормов и сильных ливней особенно значителен на высоких тропических островах, где развитию мощных оползней способствует крутосклонность рельефа и высокая степень выветрелости материала в склоновом чехле. На островах Вьетнама развитие таких фаций, вероятно, связано с усилением летнего муссона 4000-2500 л.н. (1ле\у, 1998). Глава 6. РЕКОНСТУРУКЦИЯ ТТРОСТРЛСТВЕННО-ВРЕМЕННОЙ ОРГАНИЗАЦИИ ОСТРОВНЫХ ГЕОСИСТЕМ В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ-ГОЛОЦЕНЕ НА ОСНОВЕ АНАЛИЗА ЭВОЛЮЦИИ ОБСТАНОВОК ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ Палеогеографические исследования проводились в рамках комплексных рабо! по изучению ландшафтной структуры островов. Информация, полученная на основе анализа эволюции обстановок осадконакопления использована для выделения ведущих факторов пространственной дифференциации территории, определения времени обособления ПТК, длительности их существования, стадий развития, реакции на внешние воздействия, анализа ландшафтообразующей роли отдельных компонентов.

6.1. Время и причины обособления ПТК. Проанализирована роль литогенной основы в пределах разновозрастных ПТК и ее влияние на особенности развития других природных компонентов, поскольку многие характеристики природных компонентов ландшафтов обусловлены возрастными различиями ПТК (Николаев, 1986; Веклич, 1990; Дьяконов, 1997; Юренков, 1997). Эволюцию островных ландшафтов правомерно рассматривать со времени образования их литогенной основы, формирование которой сильно зависит от климатических изменений и проявления азональных факторов в плейстоцене. Литогенная основа выступает как ландшаф-тообразующий фактор в дифференциации территории, обуславливающий предопределенность ПТК низких уровней (фаций и урочищ) (Солнцев, 1984; Величко, 2002). На основе анализа эволюции обстановок осадконакопления проанализирована причины обособления ПТК низкого топологического ранга и показана роль литогенной основы, как главного фактора дифференциации территории на фоне влияния других ландшафтообразующих процессов.

На основе ретроспективного анализа показаны возрастные отличия ландшафтов разных типологических уровней. Выявлено, что с увеличением ранга ПТК увеличивается их возраст по сравнению с возрастом составляющих их геокомплексов более низкого ранга и степень гетерохрошюсти. Так, определение времени зарождения ландшафта того или иного рода дает возможность определить соотношение субаэральных и морских экзогенных ландшафтообразующих процессов, а для вулканических островов экзогенных и эндогенных процессов во времени. На Южных Курилах развитие ландшафтов вулканического рода охватывает поздний плейстоцен-голоцен, когда были сформированы действующие вулканические постройки; для развития эрозионно-денудационного рода ландшафтов требуется длительный

период, который начинался на Большой Курильской Гряде с раннего плейстоцена, а на Малых Курилах имеет дочетвертичное заложение. Ландшафты стратовулкани-ческого вида развиты в пределах вулканических центров, действовавших в голоцене, для их перехода в денудационно-вулканический требуется не менее 30-40 тыс. ле1. В случае отдельных вулканических событий ландшафтообразующий эффект извержений был локальным. При активизации вулканов происходило возобновление литогенной основы, стирались пространственные различия вплоть до полного уничтожения ПТК и образования новых, отвечающих климатическим условиям на момент их возникновения, отличающихся отсутствием унаследованных черт, особенно в биотических компонентах. Примером является влк. Тятя, активизация которого наблюдалась в среднем-позднем голоцене вплоть исторического времени. На удалении от центров извержений ПТК претерпевали частичные изменения. На ландшафты за пределами вулканической постройки вулканизм действует только как фактор модификации ландшафта (Зонов, 1977; Быкасов, 1980).

На островах хорошо иллюстрируется положение о том, что разновозрастными являются не только природные компоненты ландшафта, но и его морфологические единицы (Николаев, 1986). В пределах эрозионно-денудационного рода ландшафтов можно выделить гетерохронные образования, из которых наиболее молодыми будут ПТК на побережьях, которые периодически подрезались во время трансгрессий. Литогенная основа здесь выступает как активный ландшафтообразующий компонент, вызывающий перестройку структуры ландшафтов на уровне фаций и урочищ. На таких участках ПТК характеризуются неустойчивостью, большой дробностью, сокращается разрыв во времени между образованием литогенной основой и возникновением биотических компонентов, во время малоамплитудных трансгрессивно-регрессивных циклов развитие идет по пути усложнения пространственной структуры территории. Примером могут быть ландшафты хребта Докучаева (о. Кунашир), характеризующиеся более сложным устройством охотоморско-го склона подрезаемого морем, с развитием молодых и динамичных ПТК; ландшафты тихоокеанской стороны более зрелые и менее дифференцированные.

Для всех островов характерно наличие интразональных ПТК ранга сложного урочища или местности, приуроченных к побережью, образование которых обусловлено взаимодействием суши и океана. Эти 1ITK включают разновозрастные образования, развитие которых связано с малоамплитудными трансгрессивно-регрессивными циклами среднего-позднего голоцена и неотектонической обстановкой. Для пионерных ландшафтов возраст литогенной основы, по сути, является временем начала обособления ПТК. Здесь происходило усложнение ценозов в процессе климатических флуктуации, связанное с образованием новых местообитаний во время роста аккумулятивных форм и за счет унаследованности флоры. Наиболее разнообразные травянистые сообщества наблюдаются на береговых равнинах, формирование которых началось в оптимум голоцена, когда на прилегающих участках были развиты неморальные леса. В зоне темнохвойных лесов состав травянистой растительности береговых равнин менее разнообразен. На молодых аккумуля-

тивных формах позднего голоцена встречаются сообщества бедного флористического состава. На островах в разных широтах выделяются разновозрастные эоловые ГГГК, образование которых связано с похолоданиями и регрессиями разной амплитуды плейстоцена-голоцена, а возрастные отличия определяются в первую очередь реакцией литогенной основы на последующие климатические колебания с изменением ее роли от активной к пассивной. При дальнейшем развитии пионерных ландшафтов, когда по тем или иным причинам (регрессия, тектонический подъем) они выходят из зоны влияния колебаний уровня моря, происходит нивелировка внутриландшафтных различий и укрупнение ПТК, в дифференциации территории начинает большую роль играть биотические компоненты. Развитие таких ландшафтов на островах началось с трансгрессии начала позднего плейстоцена.

На коралловых островах разница в возрасте литогенной основы также определяет особенности развития их геоматических (карстовые процессы, диагенез известняков и т.п.) и биотических компонентов. Наиболее сложной пространственной структурой обладают ландшафты островов, образование которых началось 5-6 тыс. л.н. Ландшафты поднятых позднеплейстоценовых рифов, прошедших длительный период субаэрального развития, характеризуются большим разнообразием биоты, но разнообразие ПТК в пределах высоких древних поверхностей сокращается.

На островах геодинамически активных зон выделяются ПТК, образование которых связано с катастрофическими явлениями, вызывавшими быстрое изменение литогенной основы - как за счет образования новых элементов или фурм рельефа, так и изменения состава вновь образованного субстрата, на котором начинают развиваться пионерные ландшафты. Такие ПТК имеют относительно молодой возраст. С увеличением возраста качественные различия природных компонешов таких ПТК становятся менее четкими вплоть до полного исчезновения выделов, хотя их влияние на биотические компоненты ландшафта может проявляться опосредованно через состав подстилающих отложений, отличающихся сгрукгурой, разной водопроницаемостью, химическим составом и т.п.

6.2. Стадиальность развития и реакция на климатические изменения разной амплитуды и длительности. Решающим внешним фактором в эволюции ландшафтов в плейстоцене являлись климатические изменения. Литогенная основа выступает как один из динамичных компонентов островных ландшафтов даже при малоамплитудных изменениях климата, эффект которых распространялся на процессы ландшафтообразования на небольших островах вплоть до зоны водоразделов. Одним из основных ландшафтообразующих факторов, являлись колебания уровня моря, определявшие общую направленность эволюции ландшафтов островов, расположенных в разных широтах в плейстоцене. Их воздействие имело специфику в разных климатических зонах. Изменение литогенной основы в ходе климатических осцилляций вызывало перестройку компонентов, в первую очередь, гидрологического режима и биотических компонентов. Стадиальность развития ландшафтов в хроноинтервале несколько десятков-сотен тысяч лет во многом определялось крупноамплитудными юпйЯ^^ё^Щ^р^^^^ми, с которыми свя-

БИБЛИОТЕКА С. Петербург }

•8 Ж тст „

----- А

заны изменения как биотических компонентов, так и литогенной основы, что вело к возникновению палео-ПТК низких топологических рангов, а также обуславливало литогенную неоднородность, проявляющуюся в современных ландшафтах. Так неоднократная активизация склоновых процессов при абразионном подрезании во время трансгрессий и эрозионном расчленении в регрессивные фазы привела к формированию геокомплексов, приуроченных к реликтовым элементам рельефа, с наложением молодых образований, усложняющих структуру ландшафта. Наиболее значительные изменения биотических компонентов установлены в умеренных широтах. Так, на Южных Курилах в оптимум среднего плейстоцена (КИС 11) были развиты неморальные леса, которые сменились (КИС 9) темнохвойными. В ледниковые эпохи позднего плейстоцена здесь была лесотундра и тундра; темнохвойные и мелколиственные, преимущественно березовые леса, распространялись в потепление во второй половине позднего плейстоцена; в раннем голоцене преобладали березовые леса; неморальные леса на побережье получили широкое распространение в атлантике-первой половине суббореала, верхний пояс гор был занят темно-хвойными лесами; существенная перестройка растительного покрова произошла в субатлантике.

Малоамплитудные климатические изменения голоцена играли большую роль в развитии интразональных ПТК побережья. Неравномерное развитие абразионных берегов в ходе трангрессивно-регрессивных циклов в зависимости от состава коренных пород, слагающих берег, степени их гипергенной переработки, конфигурации береговой линии и бюджета наносов приводило к формированию разновозрастных ПТК. В пределах низких морских террас выделяются локальные ПТК, обособление и развитие которых тесно связано со сменой обстановок осадконакоппе-ния. Интенсивная аккумуляция, которая характерна для фаз стабилизации уровня моря в малоамплитудные трансгрессии и особенно активна в регрессии, приводила к выходу этих геокомплексов из зоны непосредственного морского влияния. Лито-генная основа при этом становится более консервативной, и возрастает ландшаф-тообразующая роль биотических компонентов, развитие которых во многом контролируется микрорельефом и составом подстилающих отложений, обладающих разной водопроницаемостью. Эволюция обстановок осадконакопления предопределяет формирование и пути развития ПТК при переходе от аквальных к суб-аэральным условиям, а также и рисунок ландшафта. Тип растительности также сильно зависит от состава подстилающих отложений, обладающих разной водопроницаемостью, и гидрологаческих условий, изменения которых тесно связаны с колебаниями уровня моря. На Южных Курилах лесная растительность, развивающаяся на субстрате с хорошим дренажом, покрывает низкие морских террасы атлантического периода. Суббореальные береговые равнины, образованные в условиях быстрого выдвижения береговой линии с отчленением разнообразных лагун, береговых озер, устроены более сложно, здесь чередуются ПТК с луговым и болотными сообществами, лес развит только на более древних штормовых валах во внутренних частях бухт. Позднеголоценовые ПТК, как правило, более простые по

морфологии. Меандрирование рек в пределах этих низменностей вызывает дальнейшую дифференциацию территории с образованием молодых ПТК. Таким образом, различия возраста лито генной основы, наряду с ее составом, предопределили специфику развития других природных компонентов.

Несколько по иному типу идет развитие эоловых урочищ, где литогенная основа периодически активизировалась при регрессиях. При этом происходило захоронение ранее образованных дюн с почвенным и растительным покровом, и начинался новый цикл их развития. Древние дюнные гряды оставались стабильными в случае быстрого выдвижения береговой линии, когда участки эолового осадконакопления бьши пространственно разобщены, и образование молодых дюн не затрагивало древних. Изменение субстрата за счет поступления эолового песка на другие формы рельефа меняло водно-механические свойства почв, что существенно влияло на состав растительных сообществ.

В разных климатических зонах развитие ПТК на побережье имело свои особенности, связанные не только со спецификой развития биотических компонентов, но и характером литогенной основы. Так в высоких широтах большую роль в развитии природных комплексов играют мерзлотные процессы, роль которых увеличивалась в эпохи похолоданий. На тропических островах своеобразие геокомплексов определяется карбонатным составом субстрата, где активно идут карстовые процессы. Их ход зависит не только от гидроклиматического режима, но и от фациальных особенностей известняков, что приводит к развитию карстово-денудационного рельефа и формированию специфических геокомплексов позднеплейстоценовых рифов. На дифференциацию территории в пределах низкой морской террасы большое влияние оказывали процессы карбонатно-фосфатной цементации, меняющие водопроницаемость субстрата вплоть до образования местных водоупорных горизонтов. На седловинах и перегибах склонов важную роль играли процессы образования феррикретов, являющихся водоупорными горизонтами.

6.3. Реакция на воздействие катастрофических процессов. Воздействие катастрофических процессов в зависимости от масштаба и интенсивности проявления приводит к изменению структури ландшафта как в сторону усложнения, так и по пути упрощения, когда новые ПТК объединяют более мелкие морфологические единицы (Разжигаева, Ганзей, 2004). В отличие от климатических изменений проявление катастрофических событий происходит мгновенно с точки зрения геологического времени и может вызвать кардинальные и необратимые изменения ландшафта. В этих случаях литогенная основа всегда является наиболее активным компонентом ландшафта, ведущим к их преобразованию вплоть до полной перестройки других компонентов. Эффект воздействия таких событий в зависимости от характера его проявления и состава материала может быть прямым и опосредованным, вызывая разную реакцию отдельных компонентов ландшафта, приводя к их перестройке или изменению функционирования.

На изученных островах роль вулканизма в развитии ландшафтов в плейстоцене-голоцене была различна. Кальдерообразующие извержения, которые привели к

полному уничтожению всего набора существовавших ранее ГГТК самого различного ранга и возникновению новых, произошли не позднее 30-40 тыс. л.н. Этот рубеж является важным этапом в становлении ландшафтов Курило-Камчатского вулканического пояса и Японских островов. Извержения имели особенно сильные последствия на небольших островах, отделенных глубокими проливами, где возобновлению биотических компонентов препятствовал фактор изоляции. На более крупных островах существовали условия для сохранения элементов, унаследованных от древних ландшафтно-климатических ситуаций, и развитие биотических компонентов происходило быстрее. Влияние вулканизма на развитие ландшафтов Южных Курил в голоцене имело меньший масштаб, и формирование первичных вулканических ландшафтов происходило в пределах отдельных вулканических центров. Исключением было кальдерообразующее извержение влк. Львиная Пасть (о. Итуруп) в раннем голоцене (Мелекесцев и др., 1988), что существенным образом изменило ход развития ландшафтов на юге Итурупа. Образование мощного покрова рыхлой дацитовой тсфры по обрамлению вулкана, вероятно, явилось одной из причин распространения каменноберезовых лесов, заменивших зональные темнохвой-ные леса, чувствительные к воздействию пеплопадов (Урусов, Чипизубова, 2000). На о. Кунашир формирование первичных вулканических ландшафтов в голоцене наиболее активно происходило на влк. Тятя (около 6-3.5 тыс. л.н.), где неоднократно уничтожались ПТК и создавались новые парагенетически связанные геокомплексы. Извержения позднего голоцена вызывали перестройку ПТК на локальных участках с обновлением субстрата и развитием молодых растительных группировок, соответствующих климатической ситуации, что, вероятно, препятствовало сохранению черт унаследованности от более ранних этапов развития, проходивших в иных климатических условиях. IIa влк. Менделеева литогенная основа перешла в разряд консервативного компонента после извержения около 2.5 тыс. л.н, и дальнейшее развитие ландшафтов шло по эволюционному пути. На влк. Головнина формирование молодых ПТК связано с фреатическим взрывом около 1 тыс л н..

Другим проявлением вулканического влияния на ландшафты является гидротермальная и сольфатарная деятельность. Здесь возникают ПТК, испытывающие воздействие агрессивных газов и растворов в условиях повышенного температурного фона. На влк. Менделеева наиболее древними являются ПТК в верховьях руч. Кислого, существующие более 6-7 тыс. лет, а более молодыми - сольфатарных полей, образованных на месте воронок взрывов около 2.1 и 1.5. тыс. л.н. Развитие биотических компонентов этих ПТК идет специфическим путем, нарушая высотную физико-географическую зональность.

На удалении от центров извержений большое влияние на развитие ландшафтов оказывают пеплопадьг, существенным образом меняющие водно-механические свойства субстрата. Эффект их влияния на ландшафты зависит от структуры, химического состава пирокластического материала и мощности слоя тефры. Даже при слабых пеплопадах происходит изменение структурных характеристик и состава субстрата с обогащением микроэлементами, что способствует развитию рас-

тительности и почвообразовательных процессов, и в зависимости от состава пи-рокластики улучшает аэрацию (шлаки, дацитовые и риолитовые пеплы) или затрудняет влагообмен (андезито-базальтовые пеплы).

На островах сейсмически активных зон прямым влиянием сильных землетрясений на ландшафты могут быть косейсмические движения, эффект которых особенно сказывается на развитии НТК побережья. Быстрые изменения в структуре ландшафта связаны с сейсмо- оползнями, обвалами, лахарами и т.п., ведущими к образованию НТК ранга фаций, урочищ. Независимо от масштабов такие события приводят к изменению структурно-вещественного состава субстрата, гидрологического режима, что сильно влияет на развитие биотических компонентов. Опосредованное влияние землетрясений на функционирование ландшафтов проявляется через изменение уровня грунтовых вод, связанного с образованием аккумулятивных форм в устьях водотоков за счет поступления в береговую зону большого количества материала. После землетрясений наблюдается активизация склоновых процессов, особенно на побережье. Проявление катастрофических событий сейсмической природы в голоцене носило неравномерный характер На становление современных ландшафтов Южных Курил наибольшее значение имел эффект событий, связанный с повышением сейсмической активности в позднем голоцене.

Одним из факторов дифференциации территории является волновое воздействие, принимающее экстремальный характер во время прохождения цунами и сильных тптормов ТТунями выступает, как фактор модификации ПТК, меняющий состав субстрата, кислотно-щелочные свойства и соленость Как правило, цунамигенные осадки имеют небольшую мощность и не могут приводить к коренной перестройке структуры ландшафтов, но в районах с высокой периодичностью этих событий влияние их на биотические компоненты может быть существенным. Новые ПТК, которые могут возникать в результате прохождения сильных штормов, особенно характерны для побережья океанических островов. Такие геокомплексы будут отличаться развитием биотических компонентов по сравнению с участками, не затронутыми волновой деятельностью Во время сильных штормов материал может поступать и на достаточно высокие поверхности, что приводит к увеличению дробности ландшафта на фациальном уровне за счет литологической неоднородности субстрата, развития специфических растительных ассоциаций и почв.

6.4. Особенности развития литогенной основы и ее значение в эволюции островных ляидшафтов в плейстоцене-голоцене. Эволюция ландшафтов островов в плейстоцене шла по пути неоднократного повторения сходных ситуаций, приводивших к активизации литогенной основы, что вызывало существенную перестройку других компонентов ландшафта с образованием новых ПТК. Поскольку процессы, ведущие к активизации литогенной основы, характеризовались неравномерным пространственным проявлением, мы имеем на относительно небольшой территории широкий спектр морфологических ландшафтных единиц, характеризующихся разной реакцией на внешние воздействия и разными скоростями изменения различных компонентов. На развитие ландшафтов накладывались катастро-

фические процессы, что приводило к быстрым изменениям литогенной основы, усложняя ход развития Ш К. Особенности развития в плейстоцене определили сложность современного устройства островных ландшафтов, большую гетерохронность их компонентов и отдельных морфологических единиц.

Одним из основных факторов, определяющих сходство развития и общей направленности эволюции ландшафтов островов, расположенных в разных широтах, являлись колебания уровня моря в плейстоцене-голоцена, воздействие которых имело свою специфику в разных климатических зонах. Быстрые климатические изменения приводили к перестройке структуры ландшафтов, особенно на побережье. При стабилизации дальнейшие качественные изменепия компонентов ландшафта во многом происходили за счет саморазвития При малоамплитудных климатических изменениях развитие Ш К шло по пути усложнения ландшафтной структуры территории за счет возникновения гетерохронных комплексов, находящихся в разных стадиях развития. Характер климатических изменений не предполагает полную идентичность последующих циклов развития при сходстве процессов, поскольку каждая фаза отличалась не только амплитудой и длительностью, но и составом и количеством обломочного материала, разной расчлененностью береговой линии и т.п. В этом заключается необратимость и направленность в развитии ПТК. Эволюция ПТК низких иерархических уровней от момента зарождения к зрелым стадиям идет по пути снижения дробности мелких вьтлелов за счет перехода литогенной основы от активной к пассивной. При этом возрастает роль других компо-неншв, особенно бжнических, большое значение приобретают процессы саморазвития, происходит укрупнение ландшафтных выделов.

Эволюция ландшафтов предполагает унаследованность от более ранних этапов развития, разную реакцию природных компонентов на сходные воздействия и смену роли ведущих ландшафтообразующих процессов. Причем степень унаследован-ности зависит от ранга и возраста ПТК (Юренков, 1997). При близком по интенсивности воздействии внешне1 о фактора унаследованность предполагает сохранение элементов, приобретения ими новых качеств в ходе развития, в результате чего их реакция на одно и то же воздействие может быть разной. Унаследованность прослеживается как в формах рельефа и субстрате, как в биотических компонентах, основным механизмом которой является смена доминант и сохранение растительности в рефугиумах (Урусов, 1998), что особенно ярко проявляется на островах с сильной микроклиматической изменчивостью. В отличие от внутриматериковых ландшафтов на островах литогенная основа даже при переходе в консервативное состояние может существенным образом контролировать развитие биотических компонентов через особенности строения рельефа, определяющих микроклиматические условия, а, следовательно, и возможность для сохранения или исчезновения отдельных типов растительности при климатических изменениях, Особенно ярко это проявляется в развитии ландшафтов небольших островов при длительной изоляции. Устройство рельефа можст являйся одной из при чин, преютлвующих возобновлению лесной растительности при прочих благоприятных условиях, или же

способствующих исчезновению лесов при дроблении островной суши во время го-лоценовой трансгрессии, что характерно для уплощенных островов, подверженных сильному воздействию ветров, туманов и пр. (о. Монерон, Малые Курилы). Расчлененной рельеф создает условия для сохранения флоры в рефугиумах при неблагоприятных климатических условиях.

Одним из важных факторов развития ландшафтов в длительных хроноинтервалах является тектоника. Влияние темпов и направленности медленных тектонических движений наиболее четко прослеживается в ландшафтах с большим абсолютным возрастом. Неравномерный характер проявления катастрофических процессов ня изученных островах определил их разное ландшафтообразующее значение в плейстоцене. Для южнокурильского региона можно отметать снижение их роли в эволюции ландшафтов в голоцене за исключением активных вулканических построек. В голоцене выделяются периоды активизации катастрофических событий, последствия которых прослеживаются в развитии ландшафтов до настоящего времени.

ОСНОВНЫЕ ВЫВОДЫ

1. Острова являются одними из наиболее чувствительных геосистем, реагирующих на разноамплитудные климатические изменения в плейстоцене-голоцене, что отражается в строении чехла четвертичных отложений и свидетельствует о быстрых изменениях обстановок осадконакопления, обусловленных направленностью эрозионно-аккумулятивпых процессов в ходе трансгрсссивно-регрессивньгх циклов, эффект которых прослеживается вплоть до водоразделов.

2. Строение береговой зоны островов и фациальные взаимоотношения четвертичных отложений в разрезах имеют большое сходство в умеренных и низких широтах, определяющееся ходом эрозионно-аккумулятивных процессов во время трансгрессивно-регрессивных циклов. Проявление климатической зональности отразилось через степень гипергенной переработки обломочного материала в области сноса и зоне транзита, в накоплении органогенного материала и в особенностях хемогенных процессов.

3. На островах, испытавших подъем в плейстоцене, разновозрастные разнофаци-альные морские отложения трансгрессивных фаз плио-плейстоцена, выходят в пределах одновысотных террасовидных поверхностей, а одновозрастные разпофа-циальные осадки могут встречаться на разных гипсометрических уровня рельефа; в регионах со стабильным тектоническим режимом морские фации выходят на гипсометрических отметках, отвечающих подъему уровня моря в трансгрессии последнего межледниковья и голоцена.

4. В условиях термогумидного климата континентальные отложения хорошо разделяются на фациальные типы по минеральному составу, что обусловлено разной степенью гипергенного преобразования материала на разновозрастных элементах рельефа. Зрелым составом обладают коры выветривания в пределах древних денудационных уровней; отмечено снижение степени гипергенной переработки материала на более молодых образованиях. Состав реликтовых гипергенных комплексов не соответствует ходу совремепных процессов выветривания.

5. Эволюция обстановок осадконакопления контролируется не только амплитудой климатических изменений, но и их скоростью и длительностью. Ход трансгрессивно-регрессивных ритмов в плейстоцене-голоцене определил сходную реакцию обстановок осадконакопления на воздействие быстрых климатических изменений на островах умеренных и низких широт.

6. Влияние муссонной циркуляции проявлялось на островах всех климатических зон в широком развитии эоловых обстановок в ледниковые эпохи, когда усиливался зимний муссон, и преобладал воздушный перенос с материка. Выявлены различия в составе эолового материала, поступавшего с осушенного шельфа и с континентальных районов Азии. На тропических островах движение материала в зоне транзита становилось более интенсивным в гумидные фазы при активизации летнего муссона в эпохи потеплений.

7. С уменьшением возраста наблюдается эволюция морских обстановок осадконакопления, отвечающих крупным трансгрессиям плио-плейстоцена, от более глубоководных к мелководным. На пике крупных трансгрессий эволюция прибрежно-морских обстановок осадконакопления запечатлена в регрессивной смене фаций, отвечающей выдвижению береговой линии при стабилизации уровня моря или незначительном его снижении. Полнота проявления циклов в эволюции обстановок осадконакопления в береговой зоне в ходе малоамплитудных колебаний уровня моря сильно зависела от локальных условий, обуславливавших разную реакцию обстановок осадконакопления.

8. Влияние экстремальных явлений на развитие обстановок осадконакопления приводило к усложнению строения осадочного чехла островов. Высокая интенсивность и частота катастрофических событий имела значительный седиментологиче-ский эффект на островах, что проявляется в резком изменении скоростей процессов, особенностях структурно-вещественного состава материала, нарушении тенденций развитая обстановок вплоть до смены типа осадконакопления. Установлено неравномерное проявление катастрофических процессов в плейстоцене и снижение их интенсивности в голоцене. Наиболее крупные вулканические извержения происходили в конце трансгрессивных циклов.

9. Литогенная основа выступает как один из динамичных компонентов островных ландшафтов, быстро реагирующих даже на малоамплитудные изменения климата и обуславливающих обособление ПТК низкого топологического ранга. Ландшафто-образующая роль литогенной основы и ее влияние на развитие других природных компонентов отличается в пределах разновозрастных ПТК. Ландшафты разных типологических уровней имеют существенные возрастные отличия, с увеличением ранга ПТК увеличивается их возраст и степень гетерохронности. Общую направленность эволюции островных ландшафтов в плейстоцене определили колебания уровня моря, при этом именно изменение литогенной основы вызывало перестройку других природных компонентов, в том числе гидрологического режима и биотических компонентов.

10. Показана специфика воздействия катастрофических процессов на развитие тгяндптяфтпп OfrrnnROR эффект которых особенно ярко проявляется на ограниченной площади островной суши. В зависимости от масштаба и интенсивности проявления экстремальных событий структура ландшафта изменяется как в сторону усложнения, так и по пути упрощения. Прямой и опосредованный эффект воздействия таких событий зависит от интенсивности, характера проявления и состава вновь образованного материала, что вызывало разную реакцию отдельных компонентов, приводя к их перестройке или к изменению функционирования.

11. Эволюция островных ландшафтов в плейстоцене-голоцене шла по пути неоднократного повторения сходных ситуаций, при которых активизация литогенной основы вызывала существенное преобразование других комионеншв ландшафта. Наиболее значительные изменения биотических компонентов установлены на островах в умеренных широтах, где в межледниковые эпохи развиты неморальные и гемнохвойные леса, а в ледниковые эпохи - тундры. ПТК более крупных иерархических рангов со сложной структурой составляющих их разновозрастных геокомплексов, имеют большую степень унаследованное™, а, следовательно, и устойчивость к воздействию внешних факторов.

Основные положения диссертации опубликованы в следующих работах:

Монографии:

1. Осадконакопление в прибрежной зоне Японского моря в позднем плейстоцене-голоцене (северо-западный сектор) Владивосток' ДВО РАН, 1990.140 с

2. Рельеф и осадки Сейшельских островов Владивосток: ДВО РАН, 1992. 140 с. (соавтор A.M. Короткий).

3. Острова вьетнамского шельфа. Рельеф, осадки, история развития. М.: Наука, 1993.134 с. (соавторы А.М. Короткий, JI.A Ганзей, В.Г. Вожов).

4. Климатические смены на территории юга Дальнего Востока в позднем кайнозое (миоцен-плейстоцен). Владивосток: ДВО РАН, 1996. 57 с. (соавторы A.M. Короткий, Т.А. Гребенникова, B.C. Пушкарь и др.).

5. Морские террасы и четвертичная история шельфа Сахалина. Владивосток: Дальнаука, 1997. 195 с. (соавторы А.М. Короткий, B.C. Пушкарь, Т. А. Гребенникова, и др.)

6. Остров Монерон М.: МГУ, 2003. Деп. В ВИНИТИ 20.11.2003. № 1994-В2003. 85 с. (соавторы А.Н. Иванов, Т.И. Варлыгина, В.Г. Папунов и др.).

Статьи:

7. Береговые дюны - индикатор глобальных похолоданий (о. Кунашир, Курильские острова // Тихоокеанская геология. 1996. № 1. С. 53-59. (соавторы А.М. Короткий, Л.М. Мо-хова, Л.А. Ганзей и др.).

8. Плейстоценовое осадконакопление в береговой зоне острова Беринга (Командорские острова) // Тихоокеанская геология. 1997. Т. 16. № 3. С.51-62. (соавторы Т.А. Гребенникова, Л.М. Мохова, Л.А. Ганзей, Г.Н. Чуян).

9. Плиоцен-плейстоценовые отложения и события побережья залива Измены (Южный Кунашир, Курильские острова) // Тихоокеанская геология. 1998. Т. 17, № 5. С. 50-64. (соавторы B.C. Пушкарь, A.M. Короткий, Т.С. Гребенникова и др.).

10. Отложения и возраст позднеголовнинской трансгрессии на о. Кунапшр (средний плейстоцен) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1998. № 6. С. 50-64. (соавторы B.C. Пушкарь, А.М. Короткий, JI.M. Мохова).

11. Голоценовая тефра о-ва Кунапшр // Вулканология я сейсмология. 1998. № 1. С. 4153. (соавторы A.M. Короткий, Л.Д. Сулержицкий. Т.А. Гребенникова и др )

12. Позднеплейстоценовая тефра в районе вулкана Головнина, о-в Кунапшр (Курильские о-ва) // Вулканология и сейсмология. 1998. № 2. С. 66-76. (соавторы A.M. Короткий, Л.Д. Сулержицкий, Т.А. Гребенникова и др.).

13. Голоценовые отложений и палеогеография острова Кунапшр (Курильские острова) // Тихоокеанская геология. 1999. Т. 18, № 1. С. 25-40. (соавторы A.M. Короткий, Т.А. Гребенникова, Л.А. Ганзей и др.).

14. Континентальный поздний плейстоцен о. Кунапшр, Курильские острова // Тихоокеанская геология. 2000. Т. 19, № 2. С. 73-86. (соавторы Т.А. Гребенникова, Л.М. Мохова, В.Б. Базарова, Л.Д. Сулержицкий и др.).

15. Формирование и динамика озерных ландшафтов о. Кунапшр (Курильские острова) в позднем плейстоцене // Доклады межд. конф. «Озера холодных регионов». Якутск, 2000. Часть IV. С. 172-186. (соавторы Т.А. Гребенникова, Л.М. Мохова, В.Б. Базарова и др.).

16. Осадконакопление, палеоклиматы и палеоландшафты позднего плейстоцена-голоцена бассейна р. Курилки (о. Итуруп, Курильские острова) // Тихоокеанская геология 2000. Т. 19, № 5. С. 61-77. (соавторы Т.А. Гребенникова, Л.А. Ганзей, Л.М. Мохова и др).

17. Возраст и происхождение луговых сообществ Южных Курил // Исследование и конструирование ландшафтов Дальнего Востока и Сибири, Владивосток- ДВО РАН, 2001. С. 62-83. (соавтор Л М Мохова).

18. Состав тефры головнинской свиты и этапы вулканической активности на юге о. Ку-нашир (Курильские острова) в плио-плейстоцене // Вулканология и сейсмология. 2002. № 3. С. 11-27. (соавторы B.C. Пушкарь, Т.А. Гребенникова).

19. Использование данных диатомового анализа для идентификации отложений палео-цунами // Локальные цунами: предупреждение и уменьшение риска. М: Янус-К, 2002. С. 19-31. (соавторы Т.А. Гребенникова, А.Я. Ильев, В.М. Кайстренко).

20. Следы палеоцунами на острове Кунапшр //Локальные цунами: предупреждение и уменьшение риска. М.: Янус-К, 2002. С. 54-65. (соавторы АЛ. Ильев, В.М. Кайстренко, Е.В. Грецкая и др.).

21. Головнинская свита плиоцена-плейстоцена о. Кунапшр (Курилы): стратиграфия и условия формирования // Стратиграфия Геологическая корреляция. 2003. № 5. С. 82-94. (соавтор B.C. Пушкарь).

22. Среднеплейстоценовые прибрежные отложения о Итуруп, Курильские острова// Тихоокеанская геология 2003. К? 3. С. 48-58. (соавторы 'Г А Гребенникова, Л.М. Мохова)

23. Источники пирокластического материала в позднеплейстоценовых-голоценовых диатомитах о. Кунашир, Курильские острова // Вулканология и сейсмология. 2003. № 4. С. 29-35. (соавторы В.Б. Базарова, Л.Д. Сулержицкий, Т.А. Гребенникова и др.).

24. Современная вулканическая и сейсмическая активность вулкана Менделеева // Вест, сахалинского музея. 2003. Т. 10. С. 277-283. (соавторы А.И. Абдурахманов, А.В. Рыбин).

25. Изменение островных геосистем под воздействием катастрофических процессов в позднем плейстоцене-голоцене (на примере Южных Курил) // Вестник ДВО РАН. 2004. № 2. С. 93-101. (соавтор Л.А Ганзей)

26. Развитие береговых дюн при изменениях уровня моря // Океанология. 2005. Т. 45, № 1. С. 150-160. (соавтор Л.А. Ганзей).

27. Климатическая ритмика и этапы развития ландшафтов побережья залива Терпения (о. Сахалин) в голоцене // Доклады межд. АПН/СТАРТ симпозиума по изучению глобальных изменений в Северо-Восточной Азии. Владивосток: Дальнаука, 2005. С. 126-144. (соавторы Л.М. Мохова, Н.Е. Зарецкая).

28. Hydrochemistiy and weathering products of Vietnam shelf islands // Proceedings of the 8th Intern Symp on Water-Rock Interaction-WRI-8. Vladivostok 15-19 August, 1995. Rotterdam: A.A. Balkema, 1995. P. 355-359. (соавторы A.M. Korotky, L.A. Ganzey, V.B. Bazarova).

29. Holocene marine terraces of Kunashiri Island, Kurile Islands // The Quaternary Research, 1995. V. 34. P. 359-375. (соавторы A.M. Korotky, T.A. Grebennikova, L.A. Ganzey et al.).

30. Tectonic and sea level oscillation factors in formation of Bering Island marine terraces // Proceedings of the Hornafjordur International Coastal Symposium. Iceland, 1995. P. 543-552. (соавторы T.A. Grebennikova, L.A. Ganzey, L.M. Mokhova, G.N. Chuyan).

31. Late Pleistocene-Holocene development of Vietnam shelf islands // J. of Southeast Asian Earth Sci. 1995. V.l 1. P. 301-308. (соавторы A.M. Korotky, L.A. Ganzey, V.G. Volkov et al.).

32. Coastal dunes in North-West Pacific Island Areas // Proc. of Intern. Coastal Symp., Argentina, 1996. P. 73-80. (соавторы L.A. Ganzey, A.M. Korotky, T.A. Grebennikova et. al.).

33. Marine terraces of Western Sakhalin Island // Catena. 1997. V. 30 P. 61-81 (соавторы A.M. Korotky, T.A. Grebennikova, V.G. Volkov et. al.).

34. Radiocarbon dating of Late Pleistocene-Holocene events on Kunashir Island, Kurile Islands // Radiocarbon. 1998. V. 40, N 2. P. 775-780 (соаширы V.B. Bazarova, T.A. Grebennikova, L.A. Gailzcy el al.).

35. Middle and late-Holocene environments and vegetation history of Kunashir Island, Kurile Islands, northwestern Pacific // Holocene. 2000. V. 10, N 3. P. 311-331. (соавторы A.M. Korotky, T.A. Grebennikova, L.A. Ganzey et al.).

36 Holocene climatic changes and environmental history of Iturup Island, Kurile Islands, northwestern Pacific // Holocene. 2002. V. 12, N 4. P. 469-480. (соавторы A.M Korotky, T.A. Grebennikova, L.A. Ganzey et al.).

37 Diatom biostratigraphy of the Kazusa Group, Boso Peninsula, Honshu, Japan // The Quat. Res 2002 V. 41 P 1-10 (соавторы MV Cherepanova, V S Pushkar, H. Kumai, I. Koizumi)

38. The role of global and local fetors in determining the middle to late Holocene environmental history of the South Kurile and Komandar Islands, northwestern Pacific // Palaeogeog, Palaeoclimat, Palaeoecol. 2004. V. 209. P. 313-333. (соавторы T.A. Grebennikova, L.A. Ganzey, L.M. Mokhova, V.B. Bazarova).

Подписано в печать 23.06.05. Формат 60x84/16. Бумага писчая. Печать офсетная. Усл. печ. л. 2.0.

Тираж 100 эю. Заказ 168_

Издательство Владивостокского государственного университета экономики и сервиса 690600, Владивосток, ул. Гоголя, 41 Отпечатано в типографии ВГУЭС 690699, Владивосток, ул. Державина, 57

»19778

РНБ Русский фонд

2006-4 18233

Содержание диссертации, доктора географических наук, Разжигаева, Надежда Глебовна

ВВЕДЕНИЕ. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ.

Глава 1. ОСТРОВНЫЕ ТЕРРИТОРИИ, КАК ОБЪЕКТ ИЗУЧЕНИЯ ИЗМЕНЕНИЙ ПРИРОДНОЙ СРЕДЫ В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ-ГОЛОЦЕНЕ.

1.1. Острова, как уникальный географический объект.

1.2. Происхождение и генетическая классификация островов.

1.3. Понятие «обстановки осадконакопления».

1.4. Основные факторы, контролирующие современные обстановки осадконакопления островов западной части Тихого и Индийского океанов.

1.4.1. Закономерности геоморфологического строения и типизация рельефа островов.

1.4.2. Особенности климата островов.

1.5. Обстановки осадконакопления, как индикатор пространственно-временной организации островных геосистем.

Глава 2. СТРОЕНИЕ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ И ЭПОХИ ОСАДКООБРАЗОВАНИЯ НА ОСТРОВАХ В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ-ГОЛОЦЕНЕ.

2.1. Плио-плейстоценовый рубеж.

2.2. Ранний плейстоцен.

2.3. Средний плейстоцен.

2.4. Поздний плейстоцен.

2.5. Голоцен.

Глава 3. СПЕЦИФИКА И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ НА ОСТРОВАХ В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ-ГОЛОЦЕНЕ.

3.1. Элювиальные образования./.

3.2. Склоновые отложения.

3.3. Аллювиальные отложения.

3.4. Озерно-болотные отложения.

3.5. Эоловые отложения.

3.6. Прибрежно-морские отложения.

3.7. Шельфовые отложения.

Глава 4. РАЗВИТИЕ ОБСТАНОВОК ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ ОСТРОВНЫХ

ТЕРРИТОРИЙ В УСЛОВИЯХ МЕНЯЮЩЕГОСЯ КЛИМАТА.

4.1. Эволюция обстановок осадконакопления и ретроспективный анализ устойчивости островных геосистем (постановка проблемы).

4.2. Климатические изменения плейстоцена-голоцена и эволюция обстановок осадконакопления.

4.2.1. Крупноамплитудные изменения климата.

4.2.1.1. Эволюция гипергенных обстановок тропических островов.

4.2.1.2. Эволюция континентальных обстановок осадконакопления островов.

4.2.1.3. Эволюция морских обстановок осадконакопления островов.

4.2.2. Малоамплитудные изменения климата.

4.2.2.1. Склоновые обстановки, как источник поступления материала в прибрежно-морские обстановки осадконакопления.

4.2.2.2. Аллювиальные обстановки осадконакопления в ходе трансгрессивно-регрессивных циклов.

4.2.2.3. Реакция озерно-болотных обстановок осадконакопления на малоамплитудные климатические изменения.

4.2.2.4. Эоловые обстановки осадконакопления, как индикатор малоамплитудных похолоданий и регрессий.

4.2.2.5. Развитие прибрежно-морских обстановок осадконакопления в ходе трансгрессивных циклов среднего-позднего голоцена.

4.2.2.6. Палеогеографическая информативность калькаренитов, как индикаторов эволюции обстановок осадконакопления тропических островов.

Глава 5. ВЛИЯНИЕ КАТАСТРОФИЧЕСКИХ СОБЫТИЙ НА ЭВОЛЮЦИЮ ОБСТАНОВОК ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ НА ОСТРОВАХ В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ-ГОЛОЦЕНЕ.

5.1. Вулканизм.

5.1.1. Идентификация вулканических источников и разновозрастных генераций тефры по химическому составу.

5.1.2. Интенсивность проявления вулканической активности в плейстоцене-голоцене

5.1.3. Влияние на развитие обстановок осадконакопления.

5.2. Тектоника.

5.3. Сейсмические явления.

5.4. Цунами.

5.5. Тайфуны и экстремальные шторма.

Глава 6. РЕКОНСТРУКЦИЯ ПРОСТРАСТВЕННО-ВРЕМЕННОЙ ОРГАНИЗАЦИИ ОСТРОВНЫХ ГЕОСИСТЕМ В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ-ГОЛОЦЕНЕ НА ОСНОВЕ АНАЛИЗА ЭВОЛЮЦИИ ОБСТАНОВОК ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ.

6.1. Время и причины обособления ПТК.

6.2. Стадиальность развития и реакция на климатические изменения разной амплитуды и длительности.

6.3. Реакция на воздействие катастрофических процессов.

6.4. Особенности развития литогенной основы и ее значение в эволюции островных ландшафтов в плейстоцене-голоцене.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Эволюция четвертичных обстановок осадконакопления на островах Востока Азии"

Актуальность темы. Работа направлена на решение одной из фундаментальных проблем географии, связанной с выяснением закономерностей функционирования, динамики и развития геосистем и их эволюции при климатических изменениях в плейстоцене как в тектонически стабильных районах, так и в геодинамически активных зонах с интенсивным проявлением катастрофических событий. В палеогеографическом аспекте такая проблема может быть решена на примере анализа эволюции обстановок осадконакопления, которые охватывают все разнообразие условий в зоне перехода от материка к океану. Изучение эволюции обстановок осадконакопления является необходимым для понимания палеогеографических закономерностей литогенеза в плейстоцене на побережьях морей, а также выяснения функциональной связи между различными факторами и процессами при климатических изменениях плейстоцена, определения их роли в динамике и устойчивости геосистем. Эта проблема рассматривается на примере островных территорий различного генезиса и их реакции на воздействие природных процессов различной интенсивности. Выбор островных геосистем, как объектов изучения, обусловлен тем, что здесь на небольшой территории наблюдается высокая изменчивость, контрастность природных характеристик и широкое появление экстремальных явлений, что определяет разнообразие компонентов, их связей и сложность организации природных систем. Одним из ключевых районов, отражающим ход глобальных климатических перестроек в плейстоцене, является окраина Восточной Азии, включающая все разнообразие климатических зон. Изучение четвертичных отложений этого региона позволяет проследить специфику появления климатических изменений и реакцию на них островных геосистем по меридиональному профилю. Активное освоение островных территорий в последние десятилетия и уникальность их природной среды делает актуальным решение и такой задачи, как определение тенденций развития островных геосистем при климатических изменениях и связанных с ними природных процессах. Большое значение для таких прогнозных задач имеет палеогеографический материал, полученный для последних тысячелетий, позволяющий выделить вклад природных процессов при оценке антропогенного влияния на развитие и преобразование ландшафтов, включая реакцию островных геосистем на воздействие быстрых и резких климатических изменений.

Цель работы - установить палеогеографические закономерности литогенеза и эволюции обстановок осадконакопления на островах, расположенных в контрастных климатических условиях, при разнонаправленных и разноамплитудных климатических изменениях в плейстоцене-голоцене, а также при воздействии катастрофических событий разной интенсивности.

Основные задачи исследований:

1. Провести анализ условий формирования континентальных и морских разнофациаль-ных отложений островных территорий Востока Азии и выявить их пространственно-временную изменчивость в различные этапы развития островов в разных климатических зонах в плейстоцене-голоцене. Рассмотреть особенности преобразования структурно-вещественного состава обломочного материала в зоне гипергенеза, транзита и аккумуляции в зависимости от основных закономерностей развития рельефа при климатических изменениях.

2. Установить закономерности строения четвертичного осадочного чехла островов, расположенных в различных климатических зонах от умеренных до экваториальных широт, и выделить особенности осадконакопления на островных территориях различного генезиса при климатических изменениях в плейстоцене-голоцене. Выявить специфику осадконакопления на островных территориях, расположенных в зонах с различным геодинамическим режимом в зависимости от интенсивности проявления тектонических движений.

3. Выявить особенности развития, длительность существования и ход эволюции обста-новок осадконакопления континентального (элювиальные, склоновые, аллювиальные, эоловые, озерно-морские) и морского (прибрежно-морские, шельфовые) ряда в разных климатических зонах и факторы, определяющие их смену в ходе климатической ритмики плейстоцена-голоцена и связанных с ней изменений уровня моря.

4. Оценить роль и влияние катастрофических факторов на эволюцию обстановок осадконакопления различного генезиса на фоне общих природных процессов, выяснить особенности проявления опасных природных явлений на островных территориях в различные эпохи плейстоцена-голоцена.

5. Рассмотреть обстановки осадконакопления, как индикатор пространственно-временной организации островных геосистем и выделить этапы становления и закономерности развития ландшафтов островов в плейстоцене-голоцене на основе изучения особенностей формирования и развития природно-территориальных комплексов (ПТК) локального уровня.

Научная новизна работы. На основе обобщения большого фактического материала установлена специфика осадконакопления в плейстоцене на островах различного генезиса, расположенных в контрастных климатических условиях и районах с различным геодинамическим режимом. Показано, что строение чехла четвертичных отложений островов отражает особенности их развития, как чувствительных геосистем, быстро реагирующих на разнонаправленные и разноамплитудные климатические изменения и связанные с ними колебания уровня моря. Определены сходство и различия в строении береговой зоны и фациальных взаимоотношениях четвертичных отложений в умеренных и низких широтах, которые контролировались направленностью эрозионно-аккумулятивных процессов во время трансгрессивно-регрессивных циклов и различным геодинамическим режимом. Установлены палеогеографические закономерности осадконакопления на островах с выделением критериев распознавания разнофациальных отложений в зависимости от источников питания. Выявлена специфика органогенного осадконакопления и диагенетических преобразований на островах в разных климатических зонах. На основе выделения этапов развития обстановок осадконакопления проанализирована их изменчивость и устойчивость при климатических изменениях плейстоцена-голоцена, выявлена реакция на разно-амплитудные климатические колебания, установлены палеогеографические рубежи их перестроек и факторы, приводящие к необратимым изменениям. Выявлено воздействие катастрофических процессов разной природы и интенсивности на развитие обстановок осадконакопления и показана их специфика в условиях островной суши. Дополнена теф-рохронологическая схема для района Южных Курил с выделением прослоев вулканических пеплов из удаленных источников, которые использованы для корреляции разнофациальных толщ и как временные реперы различных событий плио-плейстоцена-голоцена. На основе изучения роли литогенной основы при дифференциации разновозрастных ПТК и ее влияния на развитие других природных компонентов проведен ретроспективный анализ особенностей пространственно-временной организации и функционирования островных геосистем в плейстоцене-голоцене, оценены время и причины обособления, особенности изменений структуры ПТК разных иерархических уровней, их разнообразие и эволюция. Показано, что особенности эволюции островных ландшафтов обусловлены периодической активизацией процессов, ведущих к перестройке литогенной основы, которые контролировались климатическими изменениями и колебаниями уровня моря в плейстоцене-голоцене, а также широким проявлением катастрофических событий.

Теоретическое и практическое значение работы. Теоретическое значение работы в рамках эволюционной географии заключается в новом подходе при изучении пространственно-временной организации геосистем. При восстановлении ландшафтной структуры конкретной территории с выделением ПТК низких иерархических уровней (в ранге родов и видов ландшафтов с показом доминантных урочищ) эволюция обстановок осадконакопления является одним из информативных показателей пространственной дифференциации территории на различные временные срезы плейстоцена-голоцена. Закономерности развития и смен обстановок осадконакопления позволяют определить в палеоаспекте генезис ПТК (формирование, развитие и длительность существования), взаимосвязь различных природных компонентов, их реакцию на воздействие внешнего фактора разной интенсивности, скорости их изменения и проанализировать причины, определявшие смену палео-ПТК при климатических изменениях в плейстоцене-голоцене. Показана палеогеографическая информативность литогенной основы ландшафтов, как гетерохронного компонента, сочетающего в себе реликтовые черты, отражающие различные этапы геолого-геоморфологического развития территории, и способность изменяться под действием более поздних, в том числе современных процессов.

Результаты работы были использованы при составлении палеогеографических карт Японского и Охотского морей и карт развития природной среды в Атлас Курильских островов на срезы 20, 6 и 4 тыс. л.н. Выявленные закономерности эволюции обстановок осадконакопления могут быть использованы при прогнозировании изменений природной среды островной суши в условиях глобального потепления и проявления различного рода экстремальных явлений. Участвовала в исследованиях, организованных администрацией Сахалинской области, по результатам которых на о. Монерон был организован первый и пока единственный в России морской природный парк (Остров., 2003).

Реконструкция обстановок осадконакопления на островах имеет и существенное практическое значение, в частности, может быть использована для более целенаправленной постановки геолого-съемочных, поисково-разведочных и инженерно-строительных работ. Особое значение имеет использование вулканических пеплов, как маркирующих временных реперов, которые могут использоваться для широкого круга задач.

Фактический материал и методы исследования. В качестве объектов исследования выбраны острова разного происхождения, расположенные на меридиональном профиле вдоль окраины Восточной Азии, а также рассмотрены данные по островам, находящимся на различном удалении от материка в субширотном направлении (рис. 1, прил. 1-1-1.5). В работе приведен анализ материала, собранного в ходе полевых экспедиций по Приморью (о-ва. Путятин, Попова), Большой (о-ва Кунашир, Итуруп) и Малой Курильской Гряде (о-ва Шикотан, Зеленый, Юрий), Командорским островам (о. Беринга), о. Сахалин (зал. Терпения), о. Монерон, п-ва Босо (о. Хонсю), а также рейсов на НИС (о-ва вьетнамского шельфа: Че, Ре, Тханьлам, Фонгвонг и др.). Для более полной характеристики динамики обстановок осадконакопления в условиях субэкваториального климата привлекался материал, полученный по островам западной части Индийского океана (Сейшельским - о-ва Маэ, Фелисите, Силуэт, Амирантским - о-ва Пуавр, Фелиситэ и о. Ассампшен из группы Альдабра) (прил. 1-6). В работе использован полевой материал по западному и южному побережью о. Сахалин и по ряду вьетнамских островов (Кондао, Тям, Тхотю, Фукуок, Донгхо), полученный A.M. Коротким и его группой.

В основу палеогеографических реконструкций положен комплексный анализ опорных разрезов плейстоцена, включающих различные континентальные, прибрежно-морские и шельфовые фации. На ключевых участках голоценовые разрезы изучены по профилям, заложенным от береговой линии вглубь суши, с нивелированием. Основным методом исследования был литолого-фациальный анализ с привлечением традиционных литологиче-ских методов (гранулометрический, минералогический, химический анализы). Большая

часть этих анализов выполнена автором лично. Химические анализы выполнены в ДВГИ ДВО РАН, ЦЛ ПО «Приморгеология» (г. Владивосток), и СНИИГГиМС (г. Новосибирск). Часть гранулометрических анализов выполнена в «ДальморНИИПроекте» и на «81гег

Берингово море

Командорские о-ва

Ю.Итуруп р.Купашир 'о.Щвкотан о-ва Зеленый, п-ов Босо районы исследовании

Рис. 1. Схема района работ.

Апа1узейе 22» в ТОЙ ДВО РАН, минералогических по Сейшельским о-вам - в СНИИГГиМС. При изучении аутигенных минералов использовался сканирующий микроскоп, для карбонатных - данные по изотопному составу углерода и кислорода (ДВГИ ДВО РАН). Для определения источников и корреляции прослоев тефры помимо указанных методов использовались особенности морфологии минералов, показатели преломления и анализ вулканического стекла на сканирующем электронном микроскопе CAMSCAN-4 с полупроводниковым спектрометром AN-10000 (Радиевый институт им. В.Г. Хлопина, г. Санкт-Петербург). При интерпретации литологических данных учитывались результаты детального биостратиграфического изучения опорных разрезов, включая диатомовый, спорово-пыльцевой, малакологический и ботанический анализы. Возраст отложений второй половины позднего плейстоцена-голоцена определялся на основе данных радиоуглеродного датирования (ТИГ ДВО РАН, ГИН РАН, г. Москва, ИГиФМ АН Украины, г. Киев, AMS-датирование проведено в университетах Аризоны, США и г. Сеула, Южная Корея), для позднеплейстоценовых отложений использовались уран-ториевые датировки (ИГиФМ). Возрастная привязка отложений позднего плиоцена и раннего-среднего плейстоцена сделана на основе детализированной диатомовой шкалы, разработанной для Северо-Западной Пацифики (Пушкарь, Черепанова, 2001). Перевод радиоуглеродных дат в календарные проводился с помощью программы OxCal 3.9 (Stuiver et al., 1998; Bronk Ramsey, 2001); статистическая обработка данных - пакета программ «Statistica 5.0».

Работа выполнялась в лаборатории палеогеографии ТИГ ДВО РАН государственным программам «Исследование структуры и функционирования морских ландшафтов и островных экосистем с целью определения путей и форм их рационального природопользования» № 01.86.0107731, 1986-1990 гг.; «Исследование структуры, функционирования и динамики разноранговых систем Дальнего Востока: их моделирование» № 01.9.30 000269, 1992-1997 гг.; «Изучение многоуровневых структур и динамики ландшафтных компонентов географических структур биоразнообразия и экологической устойчивости в целостных природных системах различного ранга» № 01.99.0007306, 1999-2000 гг.; «Изучение структурных отношений, динамики и устойчивости природных и природно-антропогенных географических систем Дальнего Востока России различных рангов и типов и их компонентов» № 01.200.108912, 2001-2005 гг. и в рамках проекта № 7 MAB ЮНЕСКО «Человек и Биосфера» - «Экология и рациональное использование островных экосистем». Исследования были поддержаны грантами РФФИ № 93-05-14168 «Террасовые ряды островных территорий Дальнего Востока»; № 95-05-15309 «Тефростратиграфия позднекайнозойских отложений юга Дальнего Востока и прилегающих островных дуг»; № 96-06-80688 «Сред-неплейстоценовые трансгрессии северо-западной части Тихого океана»; № 97-05-66362 «Происхождение и эволюция озер вулканических островов северо-западной части Тихого океана в плейстоцене»; № 01-05-64591 «Динамика эоловых геоморфологических систем побережья дальневосточных морей в плейстоцене»; № 03-05-65229 «Реакция островных геосистем на климатические изменения плейстоцена (юг Дальнего Востока)»; и полевыми грантами № 03-05-79119, № 03-05-79003, № 04-05-79030, а также совместных программ ИМГИГ-ТИГ ДВО РАН «Землетрясения и цунами на Дальнем Востоке России: физика явления, проявление в голоцене, воздействие на геосистемы побережий, оценка и прогноз цунами-риска», «Землетрясения и цунами в Курило-Камчатском регионе: физика появления цунами у побережья, комплексный анализ сейсмо- и цунамиактивности в голоцене, воздействие на геосистемы, оценка цунами-риска», тематика которых соответствует программам фундаментальных исследований Президиума РАН и Отделений РАН. Материалы диссертации использовались при составлении карт развития природной среды в комплексном научно-справочном атласе Курильских островов и окраинных морей Западной Пацифики по Международной программе WESTPAC.

Защищаемые положения:

1. Островные геосистемы обладают высокой чувствительностью к воздействию климатических изменений в плейстоцене-голоцене, на которые накладывается влияние локальных факторов и катастрофических процессов. Специфика осадконакопления на островах проявлялась в быстрых и частых сменах обстановок осадконакопления на ограниченной территории.

2. Синхронная реакция обстановок осадконакопления на островах в умеренных и низких широтах происходила при быстрых изменениях уровня моря, метахронность наблюдалась на этапах стабилизации уровня моря, когда на первое место выходили процессы, определяющиеся внутренней динамикой и зависящие от строения зоны сноса, транзита и лито-динамической ситуации в области аккумуляции.

3. Роль катастрофических событий заключается в развитии процессов, и формировании отложений, не соответствующих общей тенденции развития геосистем, что приводит к изменению направленности развития обстановок осадконакопления, их существенной перестройке или разрушению. Результатом проявления таких процессов может являться образование отдельных ландшафтных выделов, коренным образом отличающихся от общей естественной тенденции развития природных систем.

4. Литогенная основа является одним из наиболее динамичных компонентов островных ландшафтов, и эволюция обстановок осадконакопления может рассматриваться, как показатель пространственно-временной дифференциации территории на различные временные срезы плейстоцена-голоцена, что позволяет восстанавливать генезис, длительность существования и развитие ПТК низких иерархических уровней.

Апробация работы. Основные результаты проведенных исследований докладывались на всесоюзных и XIV, XV международных школах по морской геологии (г. Москва, 1987; 2001; 2003), (г. Владивосток, 1988); на 3 советско-китайском симпозиуме «Геология, геофизика, геохимия и минеральные ресурсы окраинных морей Тихого океана», (г. Владивосток, 1989); 3 Съезда советских океанологов (Ленинград, 1987); на международном симпозиумах INQUA «Стратиграфия и корреляция отложений Азии и Тихоокеанского региона» (г. Находка, 1988) и «Четвертичная стратиграфия и события Евразии и Тихоокеанского региона» (Якутск, 1990); на 29 международном геологическом конгрессе (г. Киото,

Япония, 1992); на 14 международном седиментологическом конгрессе (г. Ресифи, Бразилия, 1994); на 8 международном симпозиуме «Water-rock Interaction», (г. Владивосток, 1995); на научной конференции посвященной 150-летию образования Русского Географического Общества (г. Владивосток, 1997), VII Всесоюзном совещании по изучению четвертичного периода (Таллинн, 1990), Совещаниях Рабочей группы WESTPAC/IOC-CCOP по палеогеографическому картированию окраинных морей Тихого океана (Шанхай, 1997; Циндао, Китай, 1999), 16 Международной радиоуглеродной конференции (Гронинген, Нидерланды, 1997); Международной конференции «Quaternary Environmental Change in the Asia and Western Pacific Region» (Токио, Япония, 1997), 4-ой Международной конференции по морской геологии Азии (Циндао, Китай, 1999); 6-ой международной конференции по приливным обстановкам «Tidalite-2000» (Сеул, Южная Корея, 2000), Рабочих совещаниях «Global change studies in the Far East» (Владивосток, 1999, 2000, 2002, 2004), Международном совещании PAGES «High Latitude Paleoenvironments» (Москва, 2002); Международной конференции APN START «Global Change research Awareness Raising Symposium in Northeast Asia» (Владивосток, 2002); Международной конференции «Local Tsunami Warning and Mitigation» (Петропавловск-Камчатский, 2002), Международном конгрессе IUGG2003 (Саппоро, Япония, 2003), XII Совещании географов Сибири и Дальнего Восток (Владивосток, 2004).

Публикации. По теме диссертации автором и в соавторстве опубликовано 1 персональная монография и 5 монографий в соавторстве, 58 статей (17 в зарубежных изданиях) и 36 тезисов.

Объем и структура диссертации. Диссертация состоит из введения, шести глав, выводов, изложенных на 312 страницах машинописного текста, иллюстрирована 16 таблицами, 71 рисунком и включает 26 приложений. Список литературы содержит 439 наименований, из них 164 иностранных.

Заключение Диссертация по теме "Геоморфология и эволюционная география", Разжигаева, Надежда Глебовна

ОСНОВНЫЕ ВЫВОДЫ

Изучение обстановок осадконакопления на островах разного генезиса, расположенных в разных климатических зонах, позволило проследить их эволюцию в плейстоцене-голоцене и определить специфику их развития на таких динамичных территориях, характеризующихся контрастными природными условиями, интенсивным проявлением экзогенных и эндогенных процессов, быстрой реакцией на климатические изменения и связанные с ними колебания уровня моря. Проведенные исследования позволили сделать следующие выводы:

1. Острова являются одними из наиболее чувствительных геосистем, реагирующих на разноамплитудные климатические изменения и колебания уровня моря в плейстоцене-голоцене, что отражается в строении чехла четвертичных отложений, характеризующегося невыдержанностью и резкими сменами фаций, частыми перерывами, и свидетельствует о быстрых изменениях обстановок осадконакопления, обусловленных направленностью эрозионно-аккумулятивных процессов в ходе трансгрессивно-регрессивных циклов, эффект которых прослеживался вплоть до водоразделов.

2. Строение береговой зоны островов и фациальные взаимоотношения четвертичных отложений в разрезах имеют большое сходство в умеренных и низких широтах, определяющееся ходом эрозионно-аккумулятивных процессов во время трансгрессивно-регрессивных циклов в плейстоцене-голоцене. Проявление климатической зональности отразилось в специфике осадконакопления, в первую очередь, через степень гипергенной переработки обломочного материала в области сноса и зоне транзита, в накоплении органогенного материала и в особенностях хемогенных процессов, включая близповерхност-ный диагенез. Калькарениты тропических островов являются разновозрастными образованиями, их литификация связана с неоднократной сменой диагенетических обстановок в ходе трансгрессивно-регрессивных циклов.

3. Различия в строении плейстоценового осадочного чехла островов с разным reo динамическим режимом следующие: на островах, испытавших подъем в плейстоцене, разновозрастные разнофациальные морские отложения, отвечающие трансгрессивным фазам плио-плейстоцена, выходят в пределах одновысотных террасовидных поверхностей, а од-новозрастные разнофациальные осадки могут встречаться на разных гипсометрических уровня рельефа; в регионах с относительно стабильным тектоническим режимом морские фации выходят на гипсометрических отметках, отвечающих подъему уровня моря в трансгрессии последнего межледниковья и голоцена.

4. В условиях термогумидного климата континентальные отложения хорошо разделяются на фациальные типы по минеральному составу, что обусловлено разной степенью гипергенного преобразования материала на разновозрастных элементах рельефа и спецификой исходных ассоциаций минералов. Наиболее зрелым составом обладают коры выветривания в пределах древних денудационных уровней; отмечено снижение степени гипергенной переработки материала на более молодых уровнях рельефа. Установлено, что состав зрелых реликтовый гипергенных комплексов не соответствует ходу современных процессов выветривания. В зоне аккумуляции структурно-вещественный состав и зрелость осадка зависит от соотношения степени гипергенной переработки материала в области сноса и глубины эрозионного вреза, литодинамической обстановки, частоты переотложения материала и условий захоронения.

5. Эволюция обстановок осадконакопления контролируется не только амплитудой климатических изменений, но и их скоростью и длительностью. Ход трансгрессивно-регрессивных ритмов в плейстоцене-голоцене определил сходную реакцию обстановок осадконакопления на воздействие быстрых климатических изменений на островах умеренных и низких широт. При стабилизации уровня моря или его медленном изменении усиливался эффект локальных различий. В ходе эволюции континентальных обстановок по мере разрушения островной суши при трансгрессивно-регрессивных циклах наблюдается увеличение размерности и уменьшение зрелости обломочного материала. Межледниковые эпохи на островах умеренных широт характеризовались благоприятными условиями для органогенного осадконакопления, фиксирующего сложный ход изменения влажности и теплообеспеченности. Установлена асинхронность в развитии болотных обстановок на юга Дальнего Востока на широтном профиле «океанические острова-материковые ост-рова-материк».

6. Влияние муссонной циркуляции проявлялось на островах всех климатических зон в широком развитии эоловых обстановок в ледниковые эпохи, характеризовавшиеся усилением зимнего муссона и преобладанием воздушного переноса с материка. Выявлены различия в составе эолового материала, поступавшего с осушенного шельфа и с континентальных районов Азии. На тропических островах движение материала в зоне транзита становилось более интенсивным в гумидные фазы при активизации летнего муссона в эпохи потеплений. Сделано предположение, что образование красноцветных гипергенных образований происходило в дочетвертичный период до времени активного проявления Азиатского муссона.

7. С уменьшением возраста наблюдается эволюция морских обстановок осадконакопления, отвечающих крупным трансгрессиям плио-плейстоцена, от более глубоководных к мелководным. На пике крупных трансгрессий эволюция прибрежно-морских обстановок осадконакопления запечатлена в регрессивной смене фаций, отвечающей выдвижению береговой линии при стабилизации уровня моря или незначительном его снижении. Малоамплитудные трансгрессивно-регрессивные циклы способствовали мобилизации обломочного материала в береговой зоне с изменением направления литогенных потоков и периодическим включением их в эоловую переработку при понижениях уровня моря. Полнота проявления циклов в эволюции обстановок осадконакопления в береговой зоне в ходе малоамплитудных колебаний уровня моря сильно зависила от локальных условий (расчлененность суши, ее уклоны, темпы поступления обломочного материала и т.п.), обуславливавших разную реакцию обстановок осадконакопления.

8. Влияние экстремальных явлений на развитие обстановок осадконакопления приводило к усложнению строения осадочного чехла островов. Высокая интенсивность и частота катастрофических событий, несмотря на кратковременность воздействия, имеет значительный седиментологический эффект, что проявляется в резком изменении скоростей осадочных процессов, особенностях структурно-вещественного состава материала, нарушении тенденций развития обстановок вплоть до смены типа осадконакопления. Установлено неравномерное проявление катастрофических процессов на протяжении плейстоцена и снижение их интенсивности в голоцене. Наиболее крупные вулканические извержения в плейстоцене происходили в конце трансгрессивных циклов.

9. На основе анализа эволюции обстановок осадконакопления определена роль литоген-ной основы в развитии островных ландшафтов при климатических изменениях в плейстоцене-голоцене. Литогенная основа выступает как один из динамичных компонентов островных ландшафтов, быстро реагирующих даже на малоамплитудные изменения климата и часто обуславливающих обособление ПТК низкого топологического ранга. Ландшафто-образующая роль литогенной основы и ее влияние на развитие других природных компонентов отличается в пределах разновозрастных ПТК. Ландшафты разных типологических уровней имеют существенные возрастные отличия, с увеличением ранга ПТК увеличивается их возраст и степень гетерохронности. Общую направленность эволюции островных ландшафтов в плейстоцене определили колебания уровня моря, при этом именно изменение литогенной основы вызывало перестройку других природных компонентов, в том числе гидрологического режима и биотических компонентов.

10. Показана специфика воздействия катастрофических процессов на развитие ландшафтов островов, эффект которых особенно ярко проявляется на ограниченной площади островной суши. Литогенная основа становится наиболее активным компонентом, что ведет к преобразованию вплоть до полной перестройки других компонентов. В зависимости от масштаба и интенсивности проявления экстремальных событий структура ландшафта изменяется как в сторону усложнения, так и по пути упрощения. Прямой и опосредованный эффект воздействия таких событий зависит от интенсивности, характера проявления и состава вновь образованного материала, что вызывало разную реакцию отдельных компонентов, приводя к их перестройке или к изменению функционирования.

11. Особенности эволюции островных ландшафтов обусловлены периодической активизацией процессов, ведущих к перестройке литогенной основы, которые контролировались как климатическими изменениями в плейстоцене-голоцене, так и широким проявлением катастрофических событий. Эволюция ландшафтов шла по пути неоднократного повторения сходных ситуаций, при которых активизация литогенной основы вызывала существенное преобразование других компонентов ландшафта. Наиболее значительные изменения биотических компонентов установлены на островах в умеренных широтах, где в межледниковые эпохи развиты неморальные и темнохвойные леса, а в ледниковые эпохи -тундры. ПТК более крупных иерархических рангов со сложной структурой составляющих их разновозрастных геокомплексов, имеют большую степень унаследованности, а, следовательно, и устойчивость к воздействию внешних факторов.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора географических наук, Разжигаева, Надежда Глебовна, Санкт-Петербург

1. Абдурахманов А.И, Разжигаева Н.Г, Рыбин A.B. Современная вулканическая и сейсмическая активность вулкана Менделеева//Вест. Сахалин, музея, 2004. Т.Х. С. 277-283.

2. Аверьянов И.П., Храмова Г.Г. Геологическое положение и особенности литологическо-го состава кратерно-озерных отложений // Вулкан, фации Камчатки. М.: Наука, 1969. С. 7890.

3. Александров С.М. Остров Сахалин. М.: Наука, 1973. 184 с.

4. Александрова А.Н. Некоторые вопросы стратиграфии четвертичных отложений о. Итуруп // Изв. Сахал. отд. ГО СССР, Южно-Сахалинск, 1971. С. 74-81.

5. Александрова А.Н. Плейстоцен Сахалина. М.: Наука, 1982. 192 с.

6. Алексеев М.Н. Антропоген Восточной Азии. М.: Наука, 1978. 207 с.

7. Алексеева Л.М. Флора острова Кунашир. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1983. 130 с.

8. Апродов В.А. Вулканы. М.: Мысль, 1982. 367 с.

9. Апродов В.А. Зоны землетрясений. М: Мысль, 2000. 461 с.

10. Арманд А.Д. Устойчивость (гомеостатичность) географических систем к различным типам внешних воздействий // Устойчивость геосистем. М.: Наука, 1983. С. 14-32.

11. Архипов С.А. Хронология геологических событий позднего плейстоцена Западной Сибири // Геология и геофизика. 1997. Т. 38, № 12 С. 1863-1884.

12. Астахов A.C. Литохимия осадков материковой окраины Востока Азии. Владивосток: Дальнаука, 2001. 238 с.

13. Атлас Курильских островов. М. в печати.

14. Атлас Сахалинской области. М.: Гидрометеоиздат, 1967. 135 с.

15. Афанасьев В.В. Эволюция побережий дальневосточных морей в голоцене // Эволюция берегов в условиях поднятия уровня океана. М.: Наука, 1992. С. 238-.

16. Бадюков Д.Д., Демиденко Е.Л., Каплин П.А., Николаев С.Д., Геоморфология и поздне-четвертичная история развития Сейшельской и Амирантской банок // Океанол. 1986. Т. 36, №2. С. 273-281.

17. Бадюкова E.H., Свиточ A.A. Бич-рок Сейшельских островов // Океанол. 1986. Т. 26, № 5. С. 799-805.

18. Бадюкова E.H., Соловьева Г.Д. Рельеф приморских дюн как индикатор колебаний уровня моря // Вест. МГУ. Сер. 5. географ. 1997. №5. С. 10-15.

19. Бакланов П.Я. Контактные географические структуры и их функции в СевероВосточной Азии // Изв. РАН. Сер. географ. 2000. № 1. С. 31-39.

20. Басилян А.Э., Баринов К.Б., Орешкина Т.В., Трубихин В.М. Плиоценовые трансгрессии Берингова моря // Палеогеография и биостратиграфия плиоцена и антропогена. М.: ГИН АН СССР, 1991. С. 5-24.

21. Басилян А.Э., Былинская М.Е. Шельф Камчатского полуострова (Восточная Камчатка) в позднем плиоцене-раннем квартере (ольховское время) // Стратигр. Геол. корреляция. 1997. Т. 5, №5. С. 83-91.

22. Басилян А.Э., Витухин Д.И., Орешкина Т.В. Верхний кайнозой Восточной Камчатки // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1993. Т. 68, вып. 5. С. 79-94.

23. Беспалый В.Г. К вопросу о четвертичных трансгрессиях моря в районах о. Сахалин и Курильской островной дуги // Докл. по геоморф, и палеогеогр. Дальнего Востока. JL: ГО СССР, 1964. С. 56-66.

24. Борзенкова И.И. Изменение климата в кайнозое. СПб.: Гидрометеоиздат, 1992. 247 с.

25. Борсук O.A. Рельефообразующие процессы в пределах островной суши // Острова западной части Индийского океана. М.: МГУ, 1982 б. С. 48-66.

26. Ботвинкина J1.H. Генетические типы отложений областей активного вулканизма. М: Наука, 1974. 318 с.

27. Боуэн Д. Четвертичная геология. М.: Мир, 1981. 272 с.

28. Брайцева O.A., Мелекесцев И.В., Пономарева В.В. и др. Возраст действующих вулканов Курило-Камчатского региона// Вулкан, и сейсм. 1994. N 4-5. С. 5-32.

29. Бровко П.Ф. Развитие прибрежных лагун. Владивосток: Изд-во ДВГУ, 1990.148 с.

30. Бровко П.Ф. Морфология и эволюция озер лагунного типа // Мат. межд. конф. «Озера холодных регионов». Якутск: ЯГУ, 2000. Часть IV. С. 45-49.

31. Бровко П.Ф., Микишин Ю.А. Современные тенденции развития берегов СевероВосточного Сахалина//Тем. Вып. ДВНИГМИ. 1999. № 2. С. 193-203.

32. Бровко П.Ф., Каплин П.А. Лагунные берега Северного и Восточного Сахалина // Развитие морских берегов России и их изменения при возможном подъеме уровня Мирового океана. М.: МГУ, 1997. С. 243-258.

33. Будыко М.И. Климат в прошлом и будущем. Л.: Гидрометеоиздат, 1980. 350 с.

34. Булгаков Р.Ф. История развития Южных островов Большой Курильской гряды в плейстоцене. Автореф. дис. канд. геогр. Наук. М.: МГУ, 1994.16 с.

35. Булгаков Р.Ф., Иванов В.В., Храмушин В.Н., Певзнер М.М., Сулержицкий Л.Д. Исследование следов палеоцунами для цунамирайонирования // Физика Земли. 1995. № 2. С. 1827.

36. Быкасов В.Е. Вулканогенные парагенетические ландшафтные комплексы // Изв. АН СССР. 1980. Вып. 5. С. 97-105.

37. Веклич М.Ф. Основы палеоландшафтоведения. Киев.: Наукова Думка, 1990. 191 с.

38. Величко A.A. Эволюционная география. Некоторые вопросы теории // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1985. № 6. С. 25-35.

39. Величко A.A. Хроно-епектральный анализ геосистем. Полихронность геосистем // Факторы и механизмы устойчивости геосистем. М.: ИГ АН СССР. 1989 а. С. 8-17.

40. Величко A.A. Соотношение изменений климата в высоких и низких широтах Земли в позднем плейстоцене и голоцене // Палеоклиматы и оледенения в плейстоцене. М.: Наука, 1989 б. С. 5-19.

41. Величко A.A. Полихронность геосистем и прогноз эволюции природы Земли. Новые идеи в палеогеографии // Новое мышление в географии. М.: Наука, 1991 а. С. 44-55.

42. Величко A.A. Глобальные изменения климата и реакция ландшафтной оболочки // Изв. АН СССР, сер. геогр. 1991 б. № 5. С. 5-22.

43. Величко A.A. Изменчивость геосистем: масштабы времени и пространства // Механизмы устойчивости геосистем. М.: Наука, 1992. С. 181-188.

44. Величко A.A. Представления об устойчивости, биоразнообразии и георазнообразии в свете динамики ландшафтной зональности // Пути эволюционной географии. М.: ИГ АН, 2002. С. 7-31.

45. Верховская Н.Б., Кундышев A.C. Природная среда Южного Приморья в период неолита и раннего железного века // Вест. ДВО РАН. 1993. № 1. С. 18-26.

46. Витухин Д.И., Орешкина Т.В., Пущаровский М.Ю., Цуканов Н.В. Новые данные по геологии острова Итуруп (Курильская островная дуга) // Стратигр. Геол. Корреляция. 1996. Т. 4, № 6. С. 55-68.

47. Власов Г.М. Четвертичные оледенения Северных Курильских островов // Географический сборник. М.-Л.: Из-во АН СССР, 1958. С.

48. Властова Н.В. Торфяные болота Сахалина. М. Л., 1960. 166 с.

49. Волобуева В.И., Белая Б.В., Долматова Л.М. и др. Опорный разрез морского неогена северо-востока Азии на острове Карагинском. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1992. 111 с.

50. Воробьев Д.П. Растительность Курильских островов. М.: Изд-во АН СССР, 1963. 92 с.

51. Воскресенский С.С. Динамическая геоморфология: формирование склонов. М.: МГУ, 1971.230 с.

52. Втюрина Е.А. Криогенное строение сезонноталого слоя в пределах жильных полигонов Чукотки // Бюл. Комис. по изуч. четверт. периода. 1966. №. 31. С. 74-85.

53. Ганзей Л.А. Особенности формирования комплекса глинистых минералов и их распределение в отложениях позднего плейстоцена-голоцене Востока Азии. Автореф. дис. . канд. геогр. наук. Владивосток: ТИГ ДВО РАН, 1999. 21 с.

54. География Сейшельских островов. М.: МГУ, 1990. 267 с.

55. Геодинамика тектоносферы зоны сочленения Тихого океана с Евразией. Т. VIII. Проявление конкретных цунами. Южно-Сахалинск. 1997.196 с.

56. Гидрометеорология и гидрохимия морей. Т. IX. Охотское море. Гидрометеорологические условия. СП б: Гидрометеоиздат, 1998. Вып. 1. 342 с.

57. Гинзбург И.И. Типы древних кор выветривания, формы их проявления и классификация // Региональное развитие кор выветривания в СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1963. С. 71102.

58. Гладенков Ю. Б. Стратиграфия морского неогена северной части Тихоокеанского пояса. М.: Наука, 1988.212 с.

59. Говоров К.А. Классификация островов Океании // География Океании. Красноярск, 1965. С. 27-41.

60. Горшков Г.С. Вулканизм Курильской островной дуги. М.: Наука, 1967. 288 с.

61. Горячев А.В. Основные закономерности тектонического развития Курило-Камчатской зоны. М.: Наука, 1966. 235 с.

62. Грабков В.К. Спектры морских террас как отражение плейстоценовых вертикальных движений земной коры северо-западного сектора Тихоокеанского подвижного пояса // Тр. СахКНИИ. 1975. Вып. 3. С. 151-163.

63. Грабков В.К., Худяков Г.И. Вулканические ландшафты и физико-географическое районирование Курильских островов // Исследование и конструирование ландшафтов Дальнего Востока и Сибири. Владивосток: ДВО РАН, 1993. С. 28-47.

64. Градусов Б.П., Пеньяльвер Л., Черняховский А.Г. Латериты Кубы // Четвертичное осадконакопление и формирование рельефа Кубы. М.: Наука, 1976. С. 107-145.

65. Гребенникова Т.А. Специфика развития диатомовой флоры и формирования позднеп-лейстоцен-голоценовых озерных диатомитов о. Итуруп (Курильские острова) // Мат. межд. конф. «Озера холодных регионов». Якутск: ЯГУ, 2000. Ч. IV. С. 49-65.

66. Гребенникова Т.А., Разжигаева, Н.Г. Ильев А.Я., Кайстренко В.М. Использование данных диатомового анализа для идентификации отложений палеоцунами // Локальные цунами: предупреждение и уменьшение риска. М.: Янус-К, 2002. С. 19-31.

67. Григорьев Г.Н. О генетической классификации островов // Изв. ВГО. 1971. Т. 103, вып. 2. С. 123-130.

68. Деркачев А.Н. Минералогические особенности окраинно-морского седиментогенеза на примере Японского моря. Владивосток: Дальнаука, 1996. 224 с.

69. Динамическая геоморфология. М.: МГУ, 1992.446 с.

70. Добровольский В.В. Почвы коралловых островов Индийского океана // Биол. Науки. 1985. №12. С. 97-103.

71. Добровольский В.В. Коры выветривания и почвы Сейшельских островов // Почвоведение. 1986. №6. С. 18-28.

72. Добровольский B.B. Глобальные циклы миграции и особенности биологического круговорота тяжелых металлов на океанических островах//Почвовед. 1988. №7. С.102-114.

73. Долотов Ю.С. О некоторых особенностях развития берегов тропической зоны // Океа-нол. 1963. T.3,N 2. С.

74. Долотов Ю.С., Жаромкис Р.Б., Кирлис В.И. Дифференциация осадочного материала и слоистость прибрежных отложений. М.: Наука, 1982. 183 с.

75. Долотов Ю.С., Жиндарев JI.A., Каплин П.А., Лукьянов С.А., Никифоров Л.Г., Рычагов Г.И. Динамика песчаных берегов внутренних морей в условиях нестабильности их уровня // Человечество и береговая зона Мирового океана в XXI веке. М.: ГЕОС, 2001. С. 28-40.

76. Долматова Л.М., Невретдинова Т.Л. Комплексы морских диатомей позднего плиоцена и раннего плейстоцена Камчатки и северо-востока СССР // Мат. по геол. и полезным ископ. Сев.-Вост. СССР. 1975. №22. С. 36-41.

77. Дьяконов К.Н. Природно-территориальные комплексы // География Сейшельских островов. М: МГУ, 1990. С. 188-206.

78. Дьяконов К.Н. Природно-территориальные комплексы островов Тонга и Западного Самоа: факторы пространственной дифференциации, типология, классификация // Животное население островов Юго-Зап. Океании. М.: Наука, 1994. С. 8-48.

79. Дьяконов К.Н. Функционально-динамическое направление в экспериментальных ландшафтных исследованиях // Изв. РАН. Сер. геогр. 1997 а. № 2. С. 62-76.

80. Дьяконов К.Н. Пространственная структура природно-территориальных комплексов островов шельфа Вьетнама и их классификация // Структура, функционирование, эволюция природных и антропогенных ландшафтов. Тез. ланд. конф. М.-СПб, 1997 б. С. 72-73.

81. Дьяконов К.Н. Взаимодействие структурного, эволюционного и функционального направления в ландшафтных исследованиях // Вест. МГУ. Сер. геогр. 2002. № 1. С. 13-21.

82. Дьяконов К.Н., Иванов А.Н. Устойчивость и инерционность геосистемы // Вест. МГУ, Сер. 5 геогр. 1991. № 1.С. 28-34.

83. Дьяконов К.Н., Солнцев В.Н. Пространственно-временной анализ геосистемной организации: основные итоги и перспективы // Вест. МГУ. Сер. 5 геогр. 1998. № 4. С. 21-28.

84. Елпатьевский П.В. К гидрохимии коралловых островов // Вест. МГУ. Сер. 5 геогр. 1980. № 3. С. 27-32.

85. Желубовский Ю.С., Прялухина А.Ф. Курильские острова. Стратиграфия // Геология СССР. М.: Недра, 1964. Т. 31. С. 527-566.

86. Жидкова Л.С., Мишаков Г.С., Неверова Т.И. и др. Биофациальные особенности мезо-кайнозойских бассейнов Сахалина и Курильских островов. Новосибирск: Наука, 1974.252с.

87. Зарецкая Н.Е. Радиоуглеродные исследования торфяников и хронология событий голоцена Южной Камчатки и волго-окского междуречья. Автореф. дис. . канд. геол.-мин. наук. М.: ГИН, 2001.24 с.

88. Зенкович В.П. Основы учения о развитии морских берегов М.: Изд-во АН СССР, 1962. 321с.

89. Зенкович В.П. Применение волновой теории к анализу строения коралловых берегов (на материале острова Хайнань) // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1960. N2. С. 28-41.

90. Зенкович В.П., Каплин П.А., Медведев B.C. Особенности развития прибрежной зоны островов и архипелагов // Теоретические вопросы динамики морских берегов. М.: Изд-во АН СССР, 1964.

91. Зонов Ю.Б. Формирование первичных ландшафтов районов активного вулканизма Восточной Камчатки. Автореф. дис. канд. геогр. наук. Алма-Ата, 1977. 26 с.

92. Зубаков В.А. Глобальные климатические события плейстоцена. JI. Гидрометеоиздат, 1986.287 с.

93. Зубаков В.А. Глобальные климатические события неогена. JI.: Гидрометеоиздат, 1990. 223 с.

94. Иванов В.Ф. Четвертичные отложения Восточной Чукотки. Владивосток: ДВНЦ АН СССР. 1986. 140 с.

95. Иванов А.Н. Подход к изучению пространственно-временной организации геосистем топологического уровня // Современные проблемы физической географии. М.: Изд-во МГУ, 1989. С. 83-95.

96. Иванов А.Н. Ландшафтная структура острова Монерон // Изв. РГО. 1994. Т. 126, № 4. С. 51-55.

97. Иванов А.Н., Шаповалова К.О. Подходы к изучению территориально-аквальных природных систем (на примере о. Монерон) // Вест. МГУ. Сер. геогр. 1997. № 1. С. 53-56.

98. Иванов В.В. Исследование влияние цунами на осадконакопление последам цунами 4 октября 1994 года // Геодинамика тектоносферы зоны сочленения Тихого океана с Евразией. Южно-Сахалинск, 1997. Т. VIII. С. 119-128.

99. Ивашинников Ю.К. Современная геодинамика морфогенеза Сахалина как фактор устойчивости его природных комплексов // Устойчивое развитие дальневосточных регионов: эколого-географические аспекты. Владивосток: Дальнаука, 1999. С. 273-281.

100. Игнатьев Г.М. Тропические острова Тихого океана. М.: Мысль, 1979. 270 с.

101. Ильев А.Я., Разжигаева Н.Г., Кайстренко В.М. и др. Следы палеоцунами на острове Кунашир // Локальные цунами: предупреждение и уменьшение риска. М.: Янус-К, 2002. С. 54-65.

102. Ионин A.C., Каплин П.А., Леонтьев O.K. и др. Особенности формирования рельефа и современных осадков прибрежной зоны дальневосточных морей СССР. М.: Наука, 1971. 181 с.

103. Ионин A.C., Медведев B.C., Павлидис Ю.А. Морфолитогенез и его типы на шельфах морей и океанов // Океанол. 1980. Т. 20, №5. С.887-893.

104. Исаченко А.Г. Представление о геосистеме в современной физической географии // Изв. ВГО. 1981. Вып. 4. С. 297-306.

105. Какорина Г.А. Пионерные ландшафты аккумулятивных образований // Исслед. и конструирование ландшафтов Дальнего Востока и Сибири. Владивосток: ДВО РАН, 1993. С. 58-67.

106. Камчатка, Курильские и Командорские острова. Мелекесцев И.В., Брайцева O.A., Эр-лих Э.Н. и др. М.: Наука, 1974.439 с.

107. Канаев В.Ф. Новые данные по морфологии и вертикальным движениям Курильской островной дуги // Мат. совещ. по изуч. четверт. периода. М.: Изд-во АН СССР, 1961. Т. 1. С. 160-164.

108. Каплин П.А. Новейшая история побережий Мирового океана. М.: МГУ, 1973. 265 с.

109. Каплин П.А. Террасы океанических островов тропической зоны // Островные шельфы тропической зоны океана. М.: ИО АН СССР, 1975. С. 134-149.

110. Каплин П.А. Геоморфология океанических островов // Геоморфол. 1980. № 2. С. 1630.

111. Каплин П.А. Изменение уровня океана и их влияние на эволюцию окраин континентов // Тенденции развития природы в новейшее время (океан-материк-шельф) М.: МГУ, 1993. С. 36-83.

112. Каплин П.А., Леонтьев O.K., Медведев B.C., Никифоров Л.Г. Геоморфологические особенности атоллов юго-западной части Тихого океана // Вест. МГУ. Сер. геогр. 1972. № 6. С. 45-51.

113. Каплин П.А., Леонтьев O.K., Орлов А.И. Береговые формы острова Эфате // Островные шельфы тропической зоны океана. М.: ИО АН СССР, 1975. С. 159-165.

114. Каплин П.А., Коротаев В.Н., Никифоров Л.Г. Рельеф остров // География Сейшельских островов. М: МГУ, 1990. С. 59-131.

115. Каплин П.А., Селиванов А.О. Хронология морских террас четвертичного возраста // Новые данные по геохронологии четвертичного периода. М.: Наука, 1987. С. 32-39.

116. Каплин П.А., Селиванов А.О. Изменения уровня морей России и развитие берегов: прошлое, настоящее, будущее. М.: ГЕОС, 1999.298 с.

117. Каплин П.А., Павлидис Ю.А., Селиванов А.О. Прогноз развития береговой зоны морей России в условиях повышения их уровня и потепления климата // Человечество и береговая зона Мирового океана в XXI веке. М.: ГЕОС, 2001. С. 16-27.

118. Кашик С.А. Некоторые вопросы геохимии процесса выветривания гранитов // Минералогия и геохимические условия формирования кор выветривания. Новосибирск: Наука, 1975. 71-82.

119. Кирьянов В.Ю., Егорова И.А., Литасова С.Н. Вулканические пеплы на острове Беринга (Командорские острова) от голоценовых извержений Камчатки // Вулканол. и сейс-мол. 1986. № 6. С. 18-28.

120. Кирьянов В.Ю., Соловьева H.A. Изменение вещественного состава вулканических пеплов в результате гравитационной эоловой дифференциации // Вулканол. и сейсмол. 1990. №4. С. 10-19.

121. Киселев А.Н. Пространственная организация островных экосистем Вьетнама. Владивосток: Дальнаука, 1994. 90 с.

122. Кононова H.H. Эоловые процессы и ландшафты побережий. Владивосток: ДВГУ, 1986.131 с.

123. Коробов А.Д. Некоторые аспекты проблемы гидротермального литогенеза // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1999. Т. 74, № 4. С. 32-38.

124. Королев Ю.П., Жукова Л.Д., Золотухина Н.Д. и др. проявления цунами 4 октября 1994 года на побережье Курильских островов // Геодинамика тектоносферы зоны сочленения Тихого океана с Евразией. Южно-Сахалинск, 1997. Т. VIII С. 74-92.

125. Короткий A.M. Палеогеоморфологический анализ рельефа и осадков горных стран. М.: Наука, 1982.247 с.

126. Короткий A.M., Худяков Г.И. Экзогенные геоморфологические системы морских побережий. М.: Наука, 1990. 216 с.

127. Короткий A.M., Разжигаева Н.Г. Рельеф и осадки Сейшельских островов. Владивосток: ДВО РАН, 1992. 140 с.

128. Короткий A.M., Разжигаева Н.Г., Гребенникова Т.А. и др. Морские террасы и развитие береговой зоны острова Кунашир в плейстоцене. Владивосток, 1994. 65 с. Деп. В ВИНИТИ №3033-В94.

129. Короткий A.M., Гребенникова Т.А., Пушкарь B.C., Разжигаева Н.Г. и др. Климатические смены на территории юга Дальнего Востока в позднем кайнозое (миоцен-плейстоцен). Владивосток: ДВО РАН, 1996 а. 57 с.

130. Короткий A.M. , Разжигаева Н.Г., Мохова Л.М. и др. Береговые дюны индикатор глобальных похолоданий (о. Кунашир, Курильские острова// Тихоокеан. геол. 1996 б. N 1. С. 53-59.

131. Короткий A.M., Пушкарь B.C., Гребенникова Т.А., Разжигаева Н.Г. и др. Морские террасы и четвертичная история шельфа Сахалина. Владивосток: Дальнаука, 1997. 195 с.

132. Короткий A.M., Разжигаева Н.Г., Гребенникова Т.А. и др. Голоценовые террасовые морские отложения о. Кунашир // Тихоокеан. геол. 1998. Т. 17, N 1. С. 28-45.

133. Короткий A.M., Разжигаева Н.Г., Гребенникова Т.А. и др. Голоценовые отложений и палеогеография острова Кунашир (Курильские острова) // Тихоокеан. геол. 1999. Т. 18, № 1.С. 25-40.

134. Короткий A.M., Разжигаева Н.Г., Гребенникова Т.А. и др. Осадконакопление и палеоландшафты позднего плейстоцена-голоцена бассейна р. Курилки (о. Итуруп, Курильские острова) // Тихоокеан. геол. 2000. Т. 19, № 5. С. 61-77.

135. Короткий A.M., Скрыльник Г.П. Специфика структуры склоновых отложений среднегорья Сихотэ-Алиня//Геоморф. 1990. № 3. С. 69-75.

136. Космынин В.Н. Экосистемы коралловых рифов // География Сейшельских островов М.: МГУ, 1990. С. 207-242.

137. Космынин В.Н., Леонтьев O.K., Никифоров Л.Г. Геоморфология и экология коралловых рифов // Острова западной части Индийского океана. М.: МГУ, 1982. С. 95-160.

138. Краевая Т.С. Генетические типы грубообломочных отложений стратовулканов. М.: Недра, 1977. 126 с.

139. Крашенинников Г.Ф.Учение о фациях. М.: Высшая школа, 1971. 367 с.

140. Кудрявцева Е.П., Созинов Л.В. Особенности распределения растительных сообществ на островах Южного Приморья // Экология и рациональное использования островных систем. ТИГ ДВНЦ АН СССР. Препринт. Владивосток, 1978. С. 22-23.

141. Кулаков А.П. Четвертичные береговые линии Охотского и Японского морей. Новосибирск: Наука, 1973.187 с.

142. Кулаков А.П. Морфотектоника и палеогеография материкового побережья Охотского и Японского морей в антропогене. М.: Наука, 1980. 175 с.

143. Куликов В.В. Проблема устойчивости природных комплексов // Изв. ВГО. 1976. Т. 108, вып. 3. С. 224-228.

144. Лазуков Г.И., Чочия Н.Г., Спасский Н.Я. Основы геологии антропогена. Л.: ЛГИ, 1980. 70 с.

145. Ле Ван Кы, Нгуен Дих Зи, Чап Ле Донг и др. Очерк о геологическом строении кайзо-нойских осадочных бассейнов на шельфе Южного Вьетнама. Ханой: Винг, 1982.120 с.

146. Ле Дык Ан. Геоморфология Вьетнама: Автореф. дис. д-ра геогр. наук. М., 1985.45с.

147. Ле Тхи Хоп. Физико-географические условия современного осадкообразования на шельфе Южного Вьетнама. Автореф. дис. канд. геогр. наук. М., 1986. 27 с.

148. Леликов Е.П. Тектоническое положение Сейшельского плато и Амирантской банки // Геологическое строение Амиранской дуги в Индийском океане. Владивосток: Дальнаука, 1997. С. 147-153.

149. Леликов Е.П., Съедин В.Т., Бадрединов З.Г. и др. Новые данные по геологии Амирантской дуги (Индийский океан) //ДАН. 1991. Т. 320, №4. С. 946-951.

150. Лидер М.Р. Седиментология. М.: Мир, 1986.440 с.

151. Лисицын А.П. Процессы океанской седиментации. М.: Наука, 1978. 392. с.

152. Лисицын А.П. Процессы терригенной седиментации в морях и океанах. М.: Наука, 1991.270 с.

153. Лисицына H.A. Вынос химических элементов при выветривании основных пород М.: Наука, 1973. 232 с.

154. Лисицына H.A., Богданов Ю.А. Некоторые данные о коре выветривания гранитов о. Маэ (Сейшельские острова) // Докл. АН СССР. 1968. Т. 179, № 6. С. 1440-1443.

155. Литвин В.М., Лымарев В.И. Острова. М.: Мысль, 2004. 288 с.

156. Лихт Ф.Р. Современное приконтинентальное осадкообразование и реконструкции однотипных обстановок в геологическом прошлом Азии. Владивосток: Дальнаука, 1993. 240 с.

157. Лихт Ф.Р., Дударев О.В. Терригенный материал и рифовые экосистемы в седименто-генезе Сейшельской банки // ДАН. 1988. Т. 299, № 5. С. 1206-1209.

158. Логвиненко Н.В. Бич-рок некоторых островов Тихого океана // Литология и палеогеография. Л.: ЛГУ, 1976. Вып. 2. С. 133-146.

159. Логвиненко Н.В., Орлова Л.В. Образование и изменение осадочных пород на континенте и в океане. Л.: Недра, 1987. 238 с.

160. Логвиненко Н.В., Грамберг И.С.Введение в геохимия экзогенных процессов. СПб.: СПбГУ, 1997.131 с.

161. Лузин Г.П. Якушев В.М., Гузовский Л.А. Латеритные бокситы на неоген-четвертичных базальтах юга Вьетнама // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1985. №3. С. 116-133.

162. Малеев Е.Ф. Критерии диагностики фаций и генетических типов вулканитов. М.: Наука, 1975. 256 с.

163. Малеев Е.Ф. Вулканиты. М.: Недра, 1980. 240 с.

164. Мамай И.И. Состояние природных территориальных комплексов // Ландшафтоведе-ние: теория и практика. М.: Мысль, 1982. С. 26-38.

165. Маркевич П.В. Геосинклинальное терригенное осадконакопление на Востоке Азии в фанерозое (на примере Сихотэ-Алиня и Камчатки). М.: Наука, 1985.117 с.

166. Мархинин Е.К. Вулканы острова Кунашир // Тр. лаб. вулк. 1959. Вып. 17. С. 64-155.

167. Медведев B.C., Павлидис Ю.А. Новые геолого-геоморфологические данные о шельфах Сейшельских островов и Мадагаскара// Океанол. 1987. № 6. С. 964-970.

168. Мелекесцев И.В., Брайцева O.A., Сулержицкий Л.Д. Катастрофические эксплозивные извержения вулканов Курило-Камчатской области в конце плейстоцена- начала голоцена // ДАН СССР. 1988. Т. 300, №1. С. 175-181.

169. Мелекесцев И.В., Брайцева O.A., Поомарева В.В. и др. Эндогенные катастрофы в голоцене на Камчатке и Курильских островах // ДАН. 2003. Т. 389, № 5. С. 662-665.

170. Мелекесцев И.В., Брайцева O.A., Гептнер А.Р. Генезис покровных супесей Центральной Камчатской депрессии // Вулканические фации Камчатки. М.: Наука, 1969. С. 72-77.

171. Мельниченко Ю.И. Рельеф Амирантской дуги // Геологическое строение Амирантской дуги в Индийском океане. Владивосток: Дальнаука, 1997. С. 7-23.

172. Метеорологические данные за отдельные годы по зарубежным территориям Северного полушария. Л.: Гидрометеоиздат, 1981. Ч. 1.423 с. Ч 2. 831 с.

173. Микишин Ю.А., Гвоздева И.Г. Развитие природы юго-восточной части острова Сахалин в голоцене. Владивосток: ДВГУ, 1996. 130 с.

174. МурдмааИ.О. Фации океанов. М.: Наука, 1987. 303 с.

175. Наливкин Д.В. Учение о фациях. Т. 2. М.-Л.: Из-во АН СССР, 1956. 393 с.

176. Невретдинова Т.Л., Кистерова И.Б., Терехова В.Е. и др. Новые данные по палеоботанической характеристике пинакулькой и крустовской свит Чукотки // Четвертичные отложения Востока СССР. Магадан: СВКНИИ ДВНЦ АН СССР, 1982. Вып. 1. С. 16-18.

177. Нгуен Тхань. Состав и строение четвертичных кор выветривания ультроосновных и основных пород влажных тропиков // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1983. № 7. С. 106-115.

178. Нгуен Тхионг Хунг. Основные черты гидрогеологических условий Северного Вьетнама//Изв. вузов. Геол. и разведка. 1968. № 11. С. 993-100.

179. Нестеров В.Н. Формирование микроклимата на островах Южного Приморья // Экология и рациональное использования островных систем. Препр. Владивосток, 1978. С. 52.

180. Николаев В.А. Принцип историзма в современном ландшафтоведении // Вест. МГУ. Сер. геогр. 1986. № 2. С. 3-10.

181. Никольская В.В. О естественных тенденциях развития физико-географичеких провинций юга Дальнего Востока. Новосибирск: Наука, 1974. 126 с.

182. Оллиер К. Выветривание. М.: Недра, 1987. 238 с.

183. Орешкина Т В. Диатомеи и неогеновые события в субарктической Пацифике // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1993. Т.68, вып. 3. С. 84-90.

184. Остров Монерон / Иванов А.Н., Варлыгина Т.И., Папунов В.Г., Пономарева Е.О.,

185. Разжигаева Н.Г. и др. М: МГУ, 2003. 85 с. Деп. В ВИНИТИ 20.11.2003. № 1994-В2003.

186. Острова вьетнамского шельфа. Рельеф, осадки, история развития. А.М.Короткий, Н.Г.Разжигаева, Л.А.Ганзей, В.Г.Волков. М.: Наука, 1993. 134 с.

187. Острова западной части Индийского океана. М.: МГУ, 1982. 200 с.

188. Павлидис Ю.А. Некоторые особенности образования современных отложений в пределах вулканического архипелага (на примере Курильских островов). М.: Наука, 1968. 112 с.

189. Павлидис Ю.А. Шельф Мирового океана в позднечетвертичное время. М.: Наука, 1992.272 с.

190. Павлидис Ю.А., Щербаков Ф.А. Фации шельфа. М.: ИО РАН, 1995. 192 с.

191. Павлюткин Б.И. Новые данные о возрасте суйфунской свиты в стратотипическом районе (Южное Приморье) // Стратиграфия и геологическая корреляция. 1997. Т. 5, № 4. С. 101-105.

192. Пинегина Т.К. Исследования отложений палеоцунами на Камчатке. Автореф. дис. . канд. геогр. наук. М: ИО РАН, 2000. 25 с.

193. Пискунов Б.Н. О плиоценовых отложениях южной части о. Кунашир (Курильские о-ва) // Тр. СахКНИИ. 1963. Вып. 15.С. 82-84.

194. Пискунов Б.Н. Геолого-петрологическая специфика вулканизма островных дуг. М.: Наука, 1987. 230 с.

195. Полунин Г.В. Об абсолютном возрасте высокой террасы и вулкана Менделеева на о. Кунашир // Бюл. вулканол. станций. 1969. № 45. С. 53-55.

196. Поезжаева О.С., Шевченко Г.В. Вариации среднего уровня Охотского моя // Геодинамика зоны сочленения Тихого океана с Евразией. Южно-Сахалинск, 1997. T. VII. С. 131144.

197. Полякова A.M. Календарь типов атмосферной циркуляции с учетом нестационарности над северной частью Тихого океана и их краткая характеристика. Владивосток: ДВГУ, 1999.115 с.

198. Полякова Е.И. Арктические моря Евразии в позднем кайнозое. М.: Научный мир, 1997. 145 с.

199. Преображенский Б.В. Современные рифы. М.: Наука, 1986.244 с.

200. Преображенский B.C. Проблемы изучения устойчивости геосистем // Устойчивость геосистем. М.: Наука, 1983. С. 4-13.

201. Прялухина А.Ф. Материалы по стратиграфии Южных Курильских островов // Тр. СахКНИИ. 1961. Вып. 10. С. 3-13.

202. Пузаченко Ю.Г. Инвариантность геосистем и их компонентов // Устойчивость геосистем. М.: Наука, 1983. С. 32-41.

203. Пузаченко Ю.Г., Дьяконов К.Н. Острова в океане // Наука в СССР. 1982. № 4. С. 7685.

204. Пушкарь B.C. Диатомеи и возраст маруямской свиты (стратотип) о. Сахалин // Палеоботаника и фитостратиграфия Востока СССР. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1983. С. 116-127.

205. Пушкарь B.C., Разжигаева Н.Г., Короткий A.M. и др. Плиоцен-плейстоценовые отложения и события побережья залива Измены (Южный Кунашир, Курильские острова) // Тихоокеан. геол. 1998 а. Т. 17, № 5. С. 50-64.

206. Пушкарь B.C., Разжигаева Н.Г., Короткий А.М, Мохова JI.M. Отложения и возраст позднеголовнинской трансгрессии на о. Кунашир (средний плейстоцен) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1998 б. N 6. С. 50-64.

207. Пушкарь B.C., Черепанова М.В. Диатомеи плиоцена и плейстоцена Северной Паци-фики (стратиграфия и палеоэкология). Владивосток: Дальнаука, 2001. 227 с.

208. Пушкарь B.C., Разжигаева Н.Г. Головнинская свита о. Кунашир (Курилы): стратиграфия и условия формирования // Стратигр. Геол. корреляция. 2003. Т. 11, № 5. С. 82-94.

209. Пущаровский Ю.М. Тектоника Индийского океана // Геотектоника. 1995. № 6. С. 7391.

210. Развитие природной среды юга Дальнего Востока (поздний плейстоцен-голоцен). Короткий A.M., Плетнев С.П., Пушкарь B.C., Гребенникова Т.А., Разжигаева Н.Г. и др. М.: Наука, 1988. 240 с.

211. Разжигаева Н.Г. Осадконакопление в прибрежной зоне Японского моря в позднем плейстоцене-голоцене (северо-западный сектор). Владивосток: ДВО РАН, 1990.140 с.

212. Разжигаева Н.Г., Короткий А.М., Киселев В.И. Условия цементации карбонатных отложений Сейшельских островов. Владивосток, 1989.16 с. Деп. В ВИНИТИ 7708-В89.

213. Разжигаева Н.Г., Гребенникова Т.А., Мохова JI.M. и др. Плейстоценовое осадконакопление в береговой зоне острова Беринга (Командорские острова) // Тихоокеан. геол. 1997. Т. 16, № 3. С.51-62.

214. Разжигаева Н.Г., Короткий A.M., Сулержицкий Л.Д. и др. Голоценовая тефра о-ва Кунашир // Вулкан, и сейсм. 1998 а. N 1. С. 41-53.

215. Разжигаева Н.Г., Короткий A.M., Сулержицкий Л.Д. и др. Позднеплейстоценовая тефра в районе вулкана Головнина, о-в Кунашир (Курильские о-ва) // Вулкан, и сейсм. 1998 б. № 2 С. 66-76.

216. Разжигаева Н.Г., Гребенникова Т.А., Мохова Л.М. и др. Континентальный поздний плейстоцен о. Кунашир, Курильские острова // Тихоокеан. геол. 2000 а. Т. 19, № 2. С. 73-86.

217. Разжигаева Н.Г., Гребенникова Т.А., Мохова Л.М. и др. Формирование и динамика озерных ландшафтов о. Кунашир (Курильские острова) в позднем плейстоцене // Мат.межд. конф. «Озера холодных регионов». Якутск: ЯГУ, 2000 б. Ч. IV. С. 172-186.

218. Разжигаева Н.Г., Мохова Л.М., Возраст и происхождение луговых сообществ Южных Курил // Исследование и конструирование ландшафтов Дальнего Востока и Сибири. Владивосток: ВГУЭС, 2001. С. 62-83.

219. Разжигаева Н.Г., Пушкарь В.П., Гребенникова Т.А. Состав тефры головнинской свиты и этапы вулканической активности на юге о. Кунашир (Курильские острова) в плио-плейстоцене // Вулканол. и сейсмол. 2002 б. № 3. С. 11-27.

220. Разжигаева Н.Г., Базарова В.Б., Сулержицкий Л.Д. и др. Источники пирокластическо-го материала в позднеплейстоценовых-голоценовых диатомитах о. Кунашир, Курильские острова // Вулкан, и сейсмол. 2003 а. № 4. С. 29-35.

221. Разжигаева Н.Г., Гребенникова Т.А., Мохова Л.М. Среднеплейстоценовые прибрежные отложения о. Итуруп, Курильские острова // Тихоокеан. геол. 2003 б. Т. 22, № 3. С. 4858.

222. Разжигаева Н.Г., Ганзей Л.А. Изменение островных геосистем под воздействием катастрофических процессов (на примере Южных Курил в позднем плейстоцене-голоцене) // Вест. ДВО РАН. 2004. № 2. С. 94-102.

223. Ралько В.Д., Семкин Б.И. Моделирование ландшафтообразующих процессов переходных зона Дальнего Востока // Исследование и конструирование ландшафтов Дальнего Востока и Сибири. Владивосток: ДВО РАН, 1996. С. 150-163.

224. Рамедж К. Метеорология муссонов. Л.: Гидрометеоиздат, 1976. 336 с.

225. Растительный и животный мир Курильских островов (материалы международного Курильского проекта). Владивосток: Дальнаука, 2002. 163 с.

226. Рейнек Г.Э., Сингх И.Б. Обстановки терригенного осадконакопления. М.: Недра, 1981.439 с.

227. Решения рабочих межведомственных региональных стратиграфических совещаний по палеогену и неогену восточных районов России. М.: Геос, 1998. 147 с.

228. Романовский С.И. Седиментологические основы литологии. Л.: Недра, 1977. 408 с.

229. Рыбин A.B., Данченко В.Я., Чибисова М.В., Гурьянов В.Б. Магматические комплексы и редкометальное орудинение вулкана Кудрявый (о. Итуруп, Курильские острова) // Вест. Сахалинского музея. 2000. № 7. С. 234-259.

230. Свиточ A.A. Новейшие отложения и палеогеография Сокотры, Сейшельских и Мальдивских островов // Острова западной части Индийского океана. М.: МГУ, 1982. С.161-186.

231. Свиточ A.A. Новейшие отложения и палеогеография островной суши // География Сейшельских островов. М: МГУ, 1990. С. 132-162.

232. Свиточ A.A. Четвертичная геология. Палеогеография. Морской плейстоцен. Соляная тектоника. М.: МГУ, 2002. 647 с.

233. Свиточ A.A., Бадюкова E.H. Литология, фациальный состав и условия накопления новейших отложений Сейшельских островов // Литол. и полез, ископ. 1989. № 2. С.93-105.

234. Свиточ A.A., Воскресенская Т.Н., Алешинская З.В. и др. Новейшие отложения и палеогеография Сахалина. М., 1988. 233с. Деп. в ВИНИТИ № 9068-В88, 1988.

235. Свиточ A.A., Талденкова Е.Е., Янина Т.А. Морской голоцен побережий континентов и островной суши океана. М.: МГУ, 1997.143 с.

236. Селиванов А.О. Изменения климата Восточной и Центральной Азии за последние тысячелетия // Изв. РАН. Сер. геогр. 1994. №.3. С. 116-124.

237. Селиванов А.О. Изменения уровня Мирового океана в плейстоцене-голоцене и развитие морских берегов. М.: ИВП РАН, Шварц, 1996.268 с.

238. Селли Р.Ч. Древние обстановки осадконакопления. М.: Недра, 1989.294 с.

239. Сергеев К.Ф. Тектоника Курильской островной системы. М.: Наука, 1976. 240 с.

240. Симонов Ю.Г., Конищев В.Н., Лукашев A.A. и др. Учение о морфолитогенезе и его место в географической науке. Исторические аспекты // Вест. МГУ. 1998. Сер. 5. геогр. № 4. С. 41-48.

241. Синицын В.М. Климат латерита и боксита. Л. Недра, 1976. 152 с.

242. Современные процессы минералообразования на вулкане Менделеева. / Л.М.Лебедев, А.В.Зотов, И.Б.Никитина и др. М.: Наука, 1980.176 с.

243. Соколов H.A. Дюны. Их образование, развитие и внутреннее строение. СПб., 1884. 286 с.

244. Солнцев H.A. Хроноорганизация географических явлений // Геофизика ландшафта. Вопросы географии. М.: Мысль, 1981. Вып. 117. С. 40-67.

245. Солнцев H.A. Проблема устойчивости ландшафтов//Вестн. МГУ. 1984. №1. С.14-19.

246. Соловьев В.В. Геоморфологическое строение острова Сахалин. // Мат. ВСЕГЕИ. 1961. Вып. 42. С. 46-49.

247. Соловьев С.Л. Повторяемость землетрясений и цунами в Тихом океане. Волны цунами. М.: Наука, 1972. С. 7-48.

248. Сочава В.Б. Введение в учение о геосистемах. Новосибирск: Наука, 1978. 320 с.

249. Справочник по климату Сахалинская область. 1970. Часть 1. Вып. 34. 272 с.

250. Страхов Н.П. Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли. М.: Изд-во АН СССР, 1963. 535 с. г

251. Тимофеев Д.А.Геоморфологическое время и пространственно-временные соотношения в рельефе земной поверхности // Изв. РАН. Сер. геогр. 1992. № 4. С. 12-18.

252. Тихоокеанская окраина Азии. Геология. М.: Наука, 1989. 268 с.

253. Толмачев А.И. Геоботаническое районирование о. Сахалина. M.-JL: Изд-во АН СССР, 1955. 78 с.

254. Урусов В.М. География и палеогеография видообразования в Восточной Азии (сосудистые растения). Владивосток: Дальнаука, 1998.167 с.

255. Урусов В.М., Чипизубова М.Н. Растительность Курил. Вопросы динамики и происхождения. Владивосток: Дальнаука, 2000. 302 с.

256. Условия древнего осадконакопления и их распознавание. М.: Мир, 1974. 327 с.

257. Фазлуллин С.М., Батоян В.В. Донные осадки кратерного озера вулкана Головнина (их формирование и геохимия) // Вулкан, и сейсмол. 1989. №2. С. 44-55.

258. Федорченко В.И. Озерные отложения в кальдере влк. Головнина на острове Кунашир и их палеогеографическое значение // Тр. лаб. палеовулкан. 1985. Вып. 2. С. 85-92.

259. Федорченко В.И., Абдурахманов А.И., Радионова Р.И. Вулканизм Курильской островной дуги: геология и петрогенез. М.: Наука, 1989. 340 с.

260. Федорченко В.И., Шилов В.Н. Рельеф хребта Вернадского и основные этапы его формирования // Тр. СахКНИИ. 1966. Вып. 16. С. 3-26.

261. Фридланд В.М. Почвы и коры выветривания влажных тропиков (на примере Северного Вьетнама). М.: Наука, 1964. 312 с.

262. Фролов В.Т. Литология. М.: МГУ. Кн. 1. 1992. 336 с. Кн. 2. 1993. 440 с. Кн. 3. 1995. 352 с.

263. Хотинский H.A. Голоцен Северной Евразии. М.: Наука, 1977. 200 с.

264. Черепанова М.В., Гребенникова Т.А. Флора Bacillariophyta из озерных диатомитов о. Кунашир (Курильские острова) // Бот. журн. 2001. Т. 86, № 2. С. 26-38.

265. Шанцер Е.В. очерки учения о генетических типах континентальных осадочных образованиях. М.: Наука, 1966. 239 с.

266. Шанцер Е.В., Петров О.М., Франк Г.Л. О береговых морских террасах Кубы и связанных с ними отложениях // Четвертичное осадконакопление и формирование рельефа Кубы. М.: Наука, 1976. С. 34-81.

267. Шварцев С.Л. Гидрогеохимия зоны гипергенеза. М.: Недра, 1978. 287 с.

268. Шевченко Г.В. Об усилении низкочастотной компоненты цунами на шельфе Курильской гряды // Геодинамика тектоносферы зоны сочленения тихого океана с Евразией. Т. VIII. Южно-Сахалинск, 1997. С. 145-154.

269. Шлыков В.Г., Нгуен Тхань. Минеральный состав четвертичных глинистых отложений зоны влажных топиков (на примере Вьетнама) // Вест. МГУ. Сер 4, геол. 1982. № 4. С. 60-71

270. Шмидт О.А. Тектоника Командорских островов и структура Алеутской гряды. М.: Наука, 1978.100 с.

271. Эрлих Э.Н. Современная структура и четвертичный вулканизм западной части Тихоокеанского кольца. Новосибирск: Наука, 1973.243 с.

272. Юренков Г.И. Введение в эволюционное ландшафтоведение. СПб.: Образование, 1997.284 с.

273. Якушев В.М., Гузовский JI.A. О латеритных покровах на базальтовых плато Южного Вьетнама // Почвоведение. 1982. № 7. С. 115-119.

274. Aleva G.J.J. Classification of laterites and their textures // Lateritisation processes. Geol. Soc. India. 1986. V. 120. P. 8-26.

275. An Z., Porter S.C., Kutzbach J.E. et al. Asynchronous Holocene optimum of the East Asian monsoon// Quat. Sci. Rev. 2000. V. 19. P.743-762.

276. Arai F., Machida H., Okumura K. et al. Catalogue for Late Quaternary marker-tephras in Japan II tephra occulting in Northern Honshu and Hokkaido // Geog. Rep. of Tokyo Metropolitan Univ. 1986. V.21.P. 223-250.

277. Baker B.H., Miller J. A. Geology and geochronology of the Seychelles Islands and structure of the floor at the Arabian Sea //Nature. 1963. V. 199. P. 346-348.

278. Baneiji P.K. Re dispersion in some laterites as a framewark of Quaternary tectonic and climatic records // Indian Minerals. 1990. Vol. 44. N 4. P. 243-286.

279. Battistini R., Jouannic C. Recherches sur la geomorphologie de Г atoll Farquhar (Archipel fes Seychelles) // Atoll Res. Bull. 1979. V. 230. P. 1-20.

280. Bazarova V.B., Razjigaeva N.G., Grebennikova T.A. et al. Radiocarbon dating of Late Pleistocene-Holocene events on Kunashir Island, Kurile Islands // Radiocarbon. 1998. V. 40, N 2. P. 775-780.

281. Bazarova V.V., Klimin M.A., Orlova L.A. et al. Holocene climatic changes recorded in Gursky and Tyapka peat sections (Low Priamurie) // Report of the Workshop on the Global Changes Studies in the Far East. Vladivostok, 2003. P. 99-110.

282. Berggren W.A., Kent D.V., Swisher C.C. III. A revised Cenozoic Geochronology and Chronostatigraphy // Geochronology Time Scale and Global Stratigraphic Correlation. SEPM Special Publ. 1995. N 54. P. 129-212.

283. Bourman R.P., Oilier C.D. A critique of the Schellmann definition and classification of «lat-erite»// Catena. 2002. V. 47. P. 117-131.

284. Braitwaite C.J.R., Taylor J.R., Kennedy W.J. The evolution of an atoll depositional and ero-sional history of Aldabra // Phill. Trans. Roy. Soc. London, 1973. V. B 266. P. 307-340.

285. Braitwaite C.J.R., Casanova J., Plevert T., Whitton B.A. Recent stromatolites in landlocked pools on Aldabra, Western Indian Ocean // Palaeogeogr. Palaeoclim. Palaeoecol. 1988. V. 68. P. 189-203.

286. Bronk Ramsey C. Development of the radiocarbon Program OxCal // Radiocarbon. 2001. V. 43. 2A. P. 355-363.

287. Bulgakov R. Reconstruction of Quaternary History of Southern Kurile Islands // J. of Coast. Res. 1996. V. 12. P. 930-939.

288. Carter R.M., Naish T.R. A review of Wanganui Basin, New Zealand: global reference section for shallow marine Plio-Pleistocene (2.5-0 Ma) cyclotem stratigraphy // Sedimentary Geol. 1998. V. 122, N l.P. 37-52.

289. Chappell J. A revised sea-level curve for the last 300,000 years from Papua New Guinea // Search. 1983. V. 14. P. 99-101.

290. Chappell J., Shackleton N.J. Oxygen isotopic and sea level // Nature. 1986. V. 324. P. 137140.

291. Chen Y., Liu T. Holocene uplift and subsidence along an active tectonic margin southwestern Taiwan // Quat. Sci. Rev. 2000.19. P. 923-930.

292. Cherepanova M.V., Pushkar V.S., Razjigaeva N.G. et al. Diatom biostratigraphy of the Ka-zusa Group, Boso Peninsula, Honshu, Japan) // The Quat. Res. 2002. V. 41, N 1. P. 1-10.

293. Cochran U., Goff J., Hannah M., Hull A. Relatively stability on tectonically active coast: paleoenvironment during the last 7000 years at Lake Kphangapiripiri, Wellington, New Zealand // Quat. Inter. 1999. V. 56. P. 53-63.

294. Dickinson W.R. Sigitoka dune sands, Viti-Levu (Fiji)//Sedim. Geol. 1986. V.2. P. 15-124.

295. Dickinson W.R. Holocene sea-level record on Funafuti and potential of global warming on central Pacific atolls // Quat. Res. 1999. V. 51. P 124-132.

296. Dickinson W.R., Burley D.V., Shutler R.J. Holocene paleoshoreline records in Tonga: geo-morphic features and archaeological implication//J. of Coast. Res. 1999. V.15. N3. P.682-700.

297. Ding Z.L., Sun J.M., Liu T.S. et al. Wind-blown origin of the Pliocene red clay formation in the central Loess Plateau, China //Earth and Planetary Sci. Letters. 1998. V. 161. P. 135-143.

298. Endo K. Coastal sand dunes in Japan // Proc. of the Inst, of Natural Sciences, College of Humanities and Sciences, Nihon University, Earth Sciences. 1986. V. 21. P. 37-54.

299. Faibridge R.W. Eustatic changes in sea level // Phys. and chem. of the Earth. 1961. V. 4. P. 99-185.

300. Faibridge R.W. Effect of Holocene climatic changes on some tropical geomorphic processes // Quat. Res. 1976. V. 6. P. 529-556.

301. Farrow G.E. The climate of Aldabra Atoll // Phil. Trans. Roy. Soc. Lond. 1971. V. B 260. P. 67-92.

302. Fuji N. The coastal sand dunes of Hokuriku District, Central Japan // The Quat. Res. 1975. V. 14. №4. P. 195-203.

303. Fujimoto K. Reexamination of Late Pleistocene Sea-level Changes in Japan // Sci. Rep. of Tohoku Univ. 7th Ser. 1990. V. 40 N 2. P. 37-70.

304. Fujimoto K., Miyagi T. Development process of tidal-flat type mangrove habitats and their zonation in the Pacific Ocean // Vegetation. 1993. V. 106. P. 137-146.

305. Garrels R.M., Chist L.L. Solution minerals and equilibrate. New York: Harper and Row, 1965.450 p.

306. Gladenkov A. Yu. Diatom assemblages from the Plio-Pleistocene Boundary beds in Kamchatka, Russia//Micropaleontology. 1994. V. 40,N 1. P. 79-93.

307. Grebennikova T.A., Razjigaeva N.G., Mokhova L.M. et al. Global changes records in Quaternary lacustrine sequences of Kunashir Island, Kurile Islands // Abstr. of Workshop «Global Change Studies at the Far East». Vladivostok, 1997. P. 12-15.

308. Haberle S. Explanation for paleoecological changes on the northern plains of Guadalcanal, Solomon Islands: the last 3200 years // Holocene. 1996. V. 6. P. 333-338.

309. Helgeson H.C., Brown Th.H., Leeper R.H. Handbook of theoretical activity diagrams depicting chemical equilibrate in geological systems involving solid and aqueous phase at term and 0° to 300°. San Francisco, 1969. 253 p.

310. Hirakawa K. Chronology and evolution of landforms during the Late Quaternary in the To-kachi Plain and adjacent areas, Hokkaido, Japan // Catena. 1977. V. 4. P. 255-288.

311. Huang C.Y., Liew P.M., Zhao M. et al. Deep sea and lake records of the Southeast Asian paleomonsoons for the last 25 thousand years//Earth and Planet. Sci. Lett. 1997. V.146. P. 59-72.

312. Hudson J.D. Stable isotopes and limestone lithification // J. of the Geol. Soc. of Amer. 1977. V. 113. P. 637-660.

313. Igarashi Y. History of environmental change in Hokkaido from the viewpoint of polynologi-cal research // Biodiversity and Ecology in the Northernmost Japan. 1993. Hokkaido Univ. Press. P. 2-19.

314. Igarashi Y. Quaternary forest and climate history of Hokkaido, Japan, from marine sediments // Quat. Sci. Rev. 1994. V. 13. P. 335-344.

315. Igarashi Y., Miyata Y., Noi H., Yamada O. Fossil pollen and spore assemblages of the Last Glacial Age from the eastern part of the Konsen Plateau, Eastern Hokkaido // The Quat. Res. 1990. V. 29, N2. P. 131-138.

316. Irino T., Tado R. Quantification of aeolian dust (Kosa) contributed to the Japan Sea sediments and its variation during the last 2000 ky// Geoch. J. 2000. V. 34, N 1. P. 59-93.

317. Iseki H. On the time indices in the geomorphic histories of the coastal sand dunes // The Quat. Res. 1975. Vol. 14, N 4. P. 183-194.

318. Israelson C., Wohlfarth B. Timing of the Last-Interglacial High Sea Level on the Seychelles Islands, Indian Ocean// Quat. Res. 1999. V. 51. P. 306-316.

319. James N.P. Holocene and Pleistocene calcareous crust (caliche) profiles criteria for subaeral exposure //J. of Sedim. Petrol. 1972. V. 42, N 4. P. 817-836.

320. Jones A. Late Holocene shoreline development in the Hawaiian Islands // J. of Coast. Res. 1999. V. 14, N1. P. 3-9.

321. Kato M., Fukusawa H., Yasuda Y. Varved lacustrine sediments of Lake Tougou-ike, Western Japan, with reference to Holocene sea-level changes in Japan//Quat. Intern. 2003. V. 105. P. 33-37.

322. Katsui Y., Oba Y., Ando S. et al. Petrochemistry of the Quaternary volcanic rocks of Hokkaido, North Japan // J. Fac. Sci. Hokkaido Univ. Ser. IV. 1978. V. 18, N 3. P. 449-484.

323. Kaufman D.S., Brigham-Grette J. Aminostratigraphic correlation and paleotemperature implication, Pliocene-Pleistocene high sea-level deposits, Northwestern Alaska // Quat. Sci. Rev.1993. V.-12. P. 21-33.

324. Kikuchi T. Late Quaternary Uplift Rate and Paleosea-Levels in the Huon Peninsula, New Guinea // Geogr. Rep. of Tokyo Metropolitan Univ. 1990. N 25. P. 139-153.

325. Kitagawa Y., Igarashi Y., Akamatsu M., Yoshida M. A review of Pleistocene Stratigraphy in the Ishikari Lowland, Hokkaido Island, Northern Japan // Proc. 1st Int. Coll. Quart. Stratigr. of Asia and Pacific Area. Osaka, 1987. P. 9-17.

326. Kitagawa Y., Igarashi Y., Yoshida M., Koshimizu S. Pleistocene stratigraphy in the Ishikari Lowland, Hokkaido, Japan // The Mem. of the Geol. Soc. of Japan. 1988. N 30. P. 13-23.

327. Koizumi I. Spectral analysis of the diatom paleotemperature records at DSDP Sites 579 and 580 near the subarctic front in the western North Pacific // Palaeogeogr. Palaeoclim. Palaeoecol.1994. V. 108. P. 475-485.

328. Koizumi I., Kanaya T. Correlation of Late Neogene sections on the Oga Peninsula and Akita City, Northeast Japan // Prof. Husioka Mem. Vol. Japan. 1977. P. 401-412.

329. Korotky A.M., Razjigaeva N.G., Kovalukh N.N. Relief and deposits of Assumption Island, Seychelles, Indian Ocean // J. of Coast. Res. 1992. V. 8, N 4. P. 232-240.

330. Korotky A.M., Razjigaeva N.G., Ganzey L.A. et al. Late Pleistocene-Holocene development of Vietnam shelf islands // J. of Southeast Asian Earth Sci. 1995. V. 11, N 4. P. 301-308.

331. Korotky A.M., Razjigaeva N.G., Grebennikova T.A. et al. Middle and late-Holocene environments and vegetation history of Kunashir Island, Kurile Islands, northwestern Pacific // Holocene. 2000. V. 10, N 3. P. 311-331.

332. Kumai H. Quaternary Stratigraphy//The Quaternary Res., 1991. V.30. N2. P. 131-140.

333. Kumano S., Ihira M., Maeda Y. et al. Holocene sedimentary history of some coastal Plains in Hokkaido, Japan // Ecol. Res. 1990. V. 5. P. 221-235.

334. Kuzmin Ya. V., Burr G.S., Jull A.J.T. Radiocarbon reservoir ages in the Peer the Great Gulf, Sea of Japan, and eastern coast of the Kunashir, Southern Kuriles (Northwestern Pacific) // Radiocarbon. 2001. V. 43, N 2a. P. 477-481.

335. Labeyrie J. Le cadre paleoclimatique depuis 140000ans // Antropologie. 1984. V.88. P. 1948.

336. Lancaster N. Geoindicators from desert landforms // Geoindicators. Assessing rapid environmental changes in earth systems. Rotterdam, Brookdield: A.A.Balkema, 1996. P. 265-282.

337. Lees B.G., Hayne M., Price D. Marine transgression and dune initiation on western Cape York, norhtern Australia // Marine Geol. 1993. V. 114. P. 81-89.

338. Li P., Huang G., Fang G., Lin X. Comparison of Middle-Late Holocene environment between the coastal areas of South China and California // Chinese Sci. Bull. 1995. V.40, N 6. P. 488-491.

339. Longman M.W. Carbonate diagenetic texture from nearface diagenetic environments // Bull. Amer. Assos. Petrol. Geol. 1980. V. 64. P. 461-487.

340. Machida H. The stratigraphy, chronology and distribution of distal maker-tephras in and around Japan // Global and Planetary Changes. 1999. V. 21. P. 71-94.

341. Machida H., Arai F. Atlas of tephra in and around Japan. Univ. of Tokyo Press, 1992. P. 146-165.

342. Maeda Y., Miyata T., Rodda P. et al. Holocene sea level changes in Vitu Levu and Vanua Levu, Fiji // Sea Level Changes and Tectonics in the Middle Pacific: Report of the HIPAC Project in 1984 and 1985. Kobe Japan: Kobe Univ, 1986. P. 137-185.

343. Maeda, Y., Matsuda, I., Nakada, M. et al. Holocene sea-level change along the Okhotsk Sea in Hokkaido, Japan // Bull, of Yamagata Univ. 1994. V.13, N 3. P. 205-229.

344. Mart Y. The tectonic setting of the Seychelles, Mascarence and Amirante plateaus in the western equatorial Indian Ocean // Marine Geol. 1988. V.79. P. 261-274.

345. Matsushima, Y., Ohshima, K. Littoral Molluskan Fauna of the Holocene Climatic Optimum (5,000-6,000 yr. B. P.) in Japan // The Quat. Res. 1974. V. 13. P. 135-155.

346. Meulen F., Heil G., Koojman A.M. Impact of climate change on coastal dune ecosystems // Impact of climate change ecosystems and species: marine and costal ecosystems. Switzerland: IUCN Publ, 1994. P. 73-94.

347. Minoura K., Nakaya S. Trace of tsunami preserved in inter-tidal lacustrine and marsh deposits: some examples from northeast Japan // J. of Geol. 1990. V. 99. P 265-287.

348. Minoura K., Nakaya S., Uchida M. Tsunami deposits in a lacustrine sequence of the Santiku coast, northeast Japan // Sed. Geol. 1993. V. 89. P. 25-31

349. Minoura K., Nakata T., Discovery of an ancient tsunami deposit in coastal sequences of southwest Japan: verification of a large historical tsunami //Island Arc. 1994. V. 3 P. 66-72.

350. Montaggioni L.T., Hoang C.T. The last interglacial high sea level in the granitic Seychelles, Indian Ocean // Palaeogeog. Palaeoclim. Palaeoecol. 1988. V. 64. P. 79-91.

351. Montaggioni L.F., Pirazzoli F.A. The significance of exposed coral conglomerates from French Polynesia (Pacific Ocean) as indication of recent relative sea level changes // Fifth Inter. Coral Reef. Congr. Tchiti, 1985. P. 56-62.

352. Nakagawa H., Matoba Y., Kitazato H., Niitsuma N. Plio-Pleistocene Stratigraphy in Oga Peninsu, Northern Honshu, Japan // The Third Rep. on the Plio-Pleistocene Boundary in Japan. Kyoto, Japan, 1982. P. 59-69.

353. Nakagawa M., Ishizuka Y., Kudo T. et al. Tyatya Volcano, southwestern Kurile arc: Recent eruptive activity inferred from widespread tephra // The Island Arc. 2002. V. 11. P. 236-254.

354. Nanayama F., Shigeno K., Satake K. Sedimentological differences between the 1993 Hok-kaido-nansei-oki tsunami and the 1959 Miyakojima typhoon at Taisen south-western Hokkaido northern Japan// Sedim. Geol. 2000. V 135. P. 255-264.

355. Naruse T., Sakai H., Inoue K. Eolian dust origin of fine quartz in Selected soils, Japan // The Quat. Res. 1986. V. 24, N 4. P. 295-300.

356. Niigata Ancient Dune Research Group. The sand of Niigata San Dunes. The Geohistory of the Formation pf Niigata sand dunes. Part II // The Quar. Res. 1978. V. 17, N 1. P. 25-38.

357. Nunn P.D. Costal processes and landforms of Fiji: their bearing on Holocene sea-level changes in the south and west Pacific // J. of Coast. Res. 1990 a. V. 6, N 2. P. 279-310.

358. Nunn P.D. Oceanic Islands. Oxford: Blackwell Publ., 1994. 402 p.

359. Nunn P.D. Late Quaternary environmental changes on Pacific islands: controversy, certainly and conjecture // J. of Quat. Sci. 1997. V. 12, N. 5. P. 443-450.

360. Nunn P.D. Late Cenozoic emergence of the islands of the northern Lau-Cloville Ridge, southern Pacific // Coast. Tecton. Geol. Soc., London, Spec. Publ. 1998. V.146. P. 268-278.

361. Nunn P.D. Environmental change in the Pacific Basin: Chronology, Causes, Consequences. Chichester, Weinheim, New York, Brisbene, Singapure, Toronto: John Wiley &Sons Publ., 1999. 357 p.

362. Ogura Y. Mineralogical studies on the profiles on nickelferous laterite deposits in the Southwestern Pacific Area // Lateritization Processes. Geological Survey of India, Memorios Volumer 120.1986. P. 63-78.

363. Ohira A., Umitsu M., Hamade S. Late Holocene development of peatlands in small alluvial lowlands around lake Furen, eastern Hokkaido, Japan // The Quat. Res. 1994. V.33, N 1. P. 45-50.

364. Okumura K. Recurrence of large pyroclastic flows and innovation of volcanic activity in Eastern Hokkaido // Abst. of Kagoshima International Conference on Volcanoes, 1988. P. 398.

365. Omura A. Uranium-series age of the Riukiu limestone on Hateruma Island, southwestern Ryukyus//Trans. Proc. Paleont. Soc. Japan. N.S. 1984. N 135. P. 415-426.

366. Ono Y. Glacial and periglacial paleoenvironments in the Japanese Islands // The Quat. Res. 1991. V. 30. P. 203-211.

367. Ono Y., Naruse T. Snowline elevation and eolian dust flux in the Japanese Islands during isotope stage 2 and 4 // Quat. Inter. 1997. Vol. 37. P. 45-55.

368. Oreshkina T.V. Late Cenozoic transgressive diatom assemblages of the Southern Kurile Isthlands // Proc. of 14 Diatom Symp.1996. Mayama: Koeltz Scien. Books, Koenigstein, 1999. P. 629-638.

369. Ota Y. Marine terraces as reference surface in late Quaternary tectonic studies: example from the Pacific rim // Royal Soc. New Zealand Bull. 1986. V. 24. P. 357-375.

370. Ota Y., Matsushima Y., Umitsu M., Kawana T. Middle Holocene shoreline map of Japan. 1987.

371. Patel P.A. Lateritization and bentonitization of basalt in Kutch, Gujarat State, India // Sedim. Geol. 1987. Vol 53. P. 327-346.

372. Pirazzoli P. A. Secular trends of relative sea level (RSL) changes indicated by tidal-gauge records//J. Coast. Res. 1986. V. 1. P. 1-26.

373. Pirazzoli P.A., Montaggioni L.F., Salvat B., Faure G. Late Holocene sea level indicators from twelve atolls in the central and eastern Tuamotus (Pacific Ocean) // Coral Reefs. 1988. V.7. P. 57-68.

374. Pirazzoli P.A., Kaplin P.A., Montaggioni L.F. Differential vertical movements deduced from Late Holocene coral-rich conglomerated Farquar and St. Joseph Atolls (Seychelles, Western Indian Ocean) // J. of Coast. Res. 1990. V. 6, N 2. P. 381-389.

375. Plafker G. Alaskan earthquake of 1964 and Chilean earthquake of 1960: implication for arc-tectonic//J. of Geoph. Res. 1972. V.77. P. 901-925.

376. Porter S.C. Late Pleistocene Eolian sediments related to pyroclastic eruption of Mauna Kea Volcano, Hawaii // Quat. Res. 1997. V. 47. P. 261-276.

377. Proceedings on the research of stratotype for the Lower-Middle Pleistocene Boundary. Osaka, 1996. 91p.

378. Razjigaeva N.G., Ganzey L.A., Korotky A.M. et al. Coastal dunes in North-West Pacific Island Areas // Proc. of Inter. Coast. Symp. Argentina, 1996. P. 73-80.

379. Razjigaeva N.G., Korotky A.M., Grebennikova T.A. et al. Holocene climatic changes and environmental history of Iturup Island, Kurile Islands, northwestern Pacific // Holocene. 2002. V. 12, N4. P. 469-480.

380. Rea K.D. Aspects of atmospheric circulation: the Late Pleistocene (0-950, 000 yr) records of eolian deposition in the Pacific Ocean // Palaeogeog. Palaeclim., Palaeoecol. 1990. V. 78. P. 217227.

381. Rodda P. Late Quaternary geology of Fiji // Sea Level Changes and Tectonics in the Middle Pacific: Report of the HIP AC Project in 1984 and 1985. Japan: Kobe Univ., 1986. P. 15-24.

382. Roe K.K., Burnett W.C., Lee A.I. Uranium disequilibrium dating of phosphate deposits from Lau group, Fiji // Nature. 1983. V. 302. P. 603-606.

383. Ruigi Cao, Yaosong Xue Biological and lithological features of modern stromatolites in Bagamas // Dizhi Xuebao. 1985. N 2. P. 205-212.

384. Sagayama T. Diatom biostratirgaphy of the Pliocene in the Konsen Plain, East Hokkaido // J. Geol. Soc. Japan. 1987. V. 93, N 9. P. 643-652.

385. Sakaguchi Y. Characteristics of Ozegahaea deposits and climate changes since Lat4eglacial in Central Japan // Bull.Dept. Geog. Univ. Tokyo. 1976. V. 2. P. 1-27.

386. Sakaguchi Y. Distribution and genesis of Japanese peatlands // Bull. Dep. Geogr. Univ. Tokyo, 1979. V. 11. P. 17-42.

387. Sakaguchi Y. Warm and cold stages in the past 7600 years in Japan and their global correlation// Bull, of the Dep. of Geogr. Univ. of Tokyo. 1983 V. 15 P. 1-31.

388. Sakaguchi Y, Katon S. The Paleoclimate of Northern Japan during the Lastglacial revealed by a Pollen Analytical Study on the Terrace Deposits of Southern Hokkaido // Bull, of the Dep. of Geogr. Univ. of Tokyo. 1990.V. 22. P. 1-16.

389. Sakaguchi Y., Katon S. Paleoclimate in Northern Japan during the Last Interglacial-glacial cycle //J. of Geogr. 1993. V. 102. N 3. P. 288-313.

390. Sakaguchi Y., Kashima K., Matsubara A. Holocene marine deposits in Hokkaido and their sedimentary environments // Bull, of the Dep. of Geogr. Univ. of Tokyo. 1985. N 17. P. 1-17.

391. Sato H., Maeda Y., Kumano S. Diatom assemblages and Holocene sea level changes at the Tamatsu site in Kobe, western japan // The Quat. Res. 1983. V. 22, N 2. P. 77-90.

392. Sato H., Kumano S. The succession of diatom assemblages and Holocene sea-level changes during the Last 6000 years at Sado island, Central Japan // Jap. J. of Limnol. 1986. V. 47. P. 177183.

393. Sato H., Kumano S., Maeda Y., Nakamura T., Matsuda I. The Holocene development of Kushu Lake on Rebun Island in Hokkaido, Japan // Jour, of Paleolimnol. 1998. V. 20. P. 57-69.

394. Sayles R.W. Bermuda during the ice age // Proc. Amer. Acad. Arts and Sci. 1931. 66 p.

395. Sawai Y. Episodic emergence in the past 3000 years at the Akkeshi Estuary, Hokkaido, Northern Japan // Quat. Res. 2001. V. 56. P. 231-241.

396. Sawai Y. Evidence for 17th estuary tsunami generated on the Kuril-Kamchatka subduction zone Lake Tokotan, Hokkaido, Japan // J. of Asian Earth Sciences. 2002. V.20. P. 903-911.

397. Schellmann W. Considerations of the definition and classification of laterited // Lateritiza-tion processes: Proc. Inter. Sem. Lat. New Dephi. Bombay, Calcutta, 1981. P. 1-10.

398. Schellmann W. A new definition of laterite // Geol. Sur. Ind. Mem. 1986. Vol. 120. P. 1-7.

399. Sedimentary Environments: Processes, Facies and Stratigraphy. Oxford: Dakckwell Science Publ., 1996,688 pp.

400. Sherman C.F., Glenn C.R., Jones A.T. et al. New evidence for two highstands of the sea during the last uinterglacial, oxygen isotopic stage 5e // Geol. 1993. V. 21. P. 1079-1082.

401. Sturndorff U. The mechanical properties of tropical-weathering products and their quelques massifs cristallins mineralogical and chemical composition // Geol. Yb. 1986. N 43. P. 1-137.

402. Stuiver M., Reimer P.J., Bard E., Beck J.W. et al. INTCAL 98 Radiocarbon Age Calibration, 24000-0 cal BP // Radiocarbon. 1998. V. 40. N 3. P. 1041-1083.

403. Supko P.R. "Wisker" crystal cements in Bahamian rocks//Carbonate cements. Univ. Studies Geol. 1971. N19. P. 143-148.

404. Tardy Y. Geochemic des alterations. Etudes des armes et des eaux de quelques massifs cristallins d'Europe et d'Afrique. Strasburg, 1969.200 p.

405. Taira K. Holocene events in Japan: Paleo-oceanology, volcanism and relative sea-level oscillations // Palaeogeog. Palaeoclim. Palaeoecol. 1980 a. V. 32. P. 69-77.

406. Taira K. Environmental changes in Eastern Asia during the past 2000 years. Volcanism, tec-tonism, climate and palaeooceanology//Palaeog. Palaeoclimat. Palaeoecol. 1980b. V.32. P. 89-97.

407. Taira K. Radiocarbon dating of shell Middens and Holocene sea-level fluctuations in Japan // Palaeogeog. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 1980 c. V. 32. P. 79-87.

408. Taira, K., Lutaenko, K. Holocene Palaeoceanographic Changes in the Sea of Japan // Rep. of the Taisetsuzan Inst, of Sei. 1993. V. 28. P. 65-70.

409. Tanahashi N., Igarashi Y. Origin and vegetation succession of upland bogs in the Da-isetsuzan Mountains, Central Hokkaido (II) // The Quat. Res. 1986. V. 25, N 2. P. 113-128.

410. Tarset J.-P., Ponte N.I. Morpho-chronology of coastal dunes in Medos. A new interpretation of Holocene dunes in Southwestern France // Geomorphol. 1998. V.25. P. 93-109.

411. Taylor J.D., Braitwait C.J.R., Peake J.K., Arnold E.N. Terrestrial faunas and habitats of Aldabra during the Late Pleistocene // Phil. Trans. Roy. Soc. London. 1979. V. B 286. P. 47-66.

412. The paleoclimate of China. Beijing China, 1992. P. 132 pp.

413. Thompson J., Walton, A. Redetermination pf chronology of Aldabra Atoll by 230Th/234U dating//Nature. 1972. V. 240. P. 145-146.

414. Toyoshima Y. Coastal sand dunes in the San'in District, Japan // The Quat. Res. 1975. V. 14. N4. P. 221-230.

415. Tsukada, M. Vegetation in Prehistoric Japan: The Last 20000 years // Windows on the Japanese Past: Studies in Archaeology and Prehistory. The Univ. of Michigan, 1986. P. 11-56.

416. Tsukada M. Japan // Vegetation history. Dordrecht, Boston, London: Kluwer Academic Publishers, 1988. P. 459-517.

417. Umitsu M. Holocene Sea-Level Changes and Coastal Evolution in Japan // The Quat. Res. 1991. V. 30, N2. P. 187-196.

418. Veeh H.H. Th230/U234 and U234/U238 ages of Pleistocene high sea level stand // J. of Geoph. Res. 1966. V. 7. P. 3379-3386.

419. Walsh R.P. D. Climate of the Seychelles // Biogeography and ecology of the Seychelles. The Hague: Junk, 1984. P. 39-62.

420. Wang P., Bradshow M., Ganzei S. et al. West Pacific Marginal Seas during Last Glacial Maximum: Application of Environmental Signals and Its Impact on Monsoon Climate // Proc. 30th Int. Geol. Cong. 1997. Vol. 13. P. 65-86.

421. Warren A., Allison D. The paleoenvironmental significance of dune size hierarchies // Pa-laeogeog. Palaeoclimat. Palaeoecol. 1998. V. 137. P. 289-303.

422. Wu Z., Wang W. Formation of «old red sands» and paleogeographic environment on South China coasts // Sci. in China, Series D. 1998. V. 41, № 3. P. 306-313.

423. Xiao J., Kumai H., Yoshikawa S. et al. Quartz from selected horizons of loess-paleosol sequence on the Chinese Loess Plateau and the Osaka Group of Central Japan // The Quat. Res. 1993. V. 32, N4. P. 209-217.

424. Xiao J., An Z. Three large shifts in East Asian monsoon circulation indicated by loess-paleosol sequences in China and late Cenozoiv deposits in Japan // Palaeogeog. Palaeoclimat. Palaeoecol. 1999. V.154. P. 179-189.

425. Yonekura N., Ishii T., Saito Y. et al. Holocene fringing reefs and sea-level changes in Managua Island, Southern Cook Islands//Palaeog. Palaeoclimat. Palaeoecol. 1988. V.68. P.177-188.

426. Yoshinaga S. Fluctuation of fine quartz Accumulation Rate of the "Kanto loam" indication Northwest winter monsoon intensity since the Last Interglacial Age // The Quaternary Research, 1996. V. 35. N2. P. 87-98.

427. Yasuda Y. Climatic changes and the development of Jomon Culture in Japan // Nature and Humankind in the Age of Environmental Crisis. Proc. of the Vlth Int. Symp. at the intern. Res. Center for Japanese Stidues. 1995. P. 57-77.

428. Zaitseva G.I., Popov S.G., Krylov A.P. et al. Radiocarbon chronology of archaeological sited of the Kurile Islands // Radiocarbon. 1993. V. 35, N 3. P. 507-510.

429. ДАЛЬНЕВОСТОЧНОЕ ОТДЕЛЕНИЕ Тихоокеанский институт географии1. На правах рукописи

430. РАЗЖИГАЕВА Надежда Глебовна

431. ЭВОЛЮЦИЯ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОБСТАНОВОК ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ1. НА ОСТРОВАХ ВОСТОКА АЗИИ2500.25 геоморфология и эволюционная географиядиссертация на соискание ученой степени доктора географических наук